海水氣體課件

1、8/1/20221第五章 海水中的氣體和中國近海碳化學(xué)本章重點：（1）海-氣交換雙膜模型；（2）海洋中的溶解氧；（3）中國近海的CO2和碳化學(xué) 8/1/202225.1 大氣的化學(xué)組成和溫室氣體5.2 氣體在海水中的溶解度5.3 氣體在海-空界面間氣體交換5.4 海洋中非活性氣體5.5 海洋中的微量活性氣體5.6 海洋中的溶解氧5.7 中國近海的CO2和碳化學(xué)8/1/20223海水中除含有大量的無機物和有機物以外，還溶解一些氣體，如O2，CO2，N2等。研究這些溶解氣體的來源和分布對了解海洋中各種物理和化學(xué)過程起著重要作用。 8/1/20224氧是海洋學(xué)中研究得最早、最廣泛的一種氣體，它在深海

2、中的分布與海水運動有關(guān)，通過氧的分布特征可以了解海水的物理過程，如水團的劃分和年齡以及運動速度等。海水中溶解氧的含量與海洋生物的活動有關(guān)，海洋植物的光合作用放出氧氣，呼吸作用消耗氧氣?！氨Ｊ貧怏w”或非活性氣體：不參與海水的化學(xué)和生物反應(yīng)，如氮、氫和其他惰性氣體。有助于深入了解空海界面的物理過程，以及深入了解氦經(jīng)由海底的放射核素輸入的過程。8/1/20225微量氣體，如甲烷和一氧化碳等，氣體的全球性循環(huán)過程。放射性氣體，如3H,222Rn,3He，可用來研究?？战缑娴臍怏w交換，同時也是海水運動中有用的氣體指示劑。8/1/20226海水中所溶解的氣體主要來自大氣、海底火山活動、海水中發(fā)生的化學(xué)反應(yīng)

3、和其他過程（例如生物過程特別是光合作用和呼吸作用、有機物的分解和放射性蛻變，以及地球化學(xué)過程等）。水循環(huán)、風化作用、光合作用、生物的腐敗分解、波浪和海流等很多海洋學(xué)和海洋化學(xué)過程都與大氣有關(guān)。大氣與海洋相比有相似之處，例如兩者都是流體，它們的大多數(shù)成分的逗留時間比地球壽命短等。 8/1/20227海水中的溶解氣體與大氣的組成有關(guān)：海洋的上方是大氣，海水的表面與大氣緊密接觸，大氣中的氣體與海水中的氣體不斷地進行交換，表層海水與大氣通常處于平衡或接近平衡狀態(tài)。5.1 大氣的化學(xué)組成和溫室氣體8/1/20228大氣中存在的氣體可分成非可變成分和可變成分。非可變成分包括大氣中的主要氣體，氧、氮、氬和一

4、些微量氣體，氖、氦和氬?？勺兂煞职ㄋ羝?、一氧化碳、二氧化氮、甲烷和氨。水蒸汽是大氣中最易變化的成分。而CO、NO2、CH4和NH3是由生物過程和人類活動所產(chǎn)生的。這些可變的微量氣體的含量將隨著它們的來源和排除而變化。8/1/20229從外觀上看，大氣似乎是一個成分和含量固定的穩(wěn)定體系，其實它是一個十分活躍的流動體系，一方面內(nèi)部各種化學(xué)反應(yīng)、生物活動、水活動、放射性衰變及工業(yè)活動等不斷產(chǎn)生氣體投放至大氣中；另一方面，又因化學(xué)變化、生物活動、物理過程及海洋、陸地吸收而不斷遷出大氣，這就構(gòu)成一個循環(huán)體系。8/1/202210氣體組分在大氣中的平均逗留時間少則幾小時，多則達百年以上，這與組分性質(zhì)在

5、大氣中的貯量以及遷出或循環(huán)的途徑等有密切關(guān)系。近年來比較注意海洋與大氣之間的交換問題，有些氣體既可以被海洋吸收也可以被海洋釋放，例如CO2；而有些氣體可能是由海洋向大氣輸送，例如CO等。8/1/202211只有較好地掌握了海洋交換的機理，交換速率等問題，才能正確了解氣體在地球上的循環(huán)過程。這方面需更加注意的是一些污染氣體在海空之間交換，如有機氯及有機氯化物等，同時可以利用它們在海洋中的分布解決海水的運動問題。8/1/202212地球表面大氣的組成 8/1/2022138/1/202214Sources of Gases to the Oceans1. Atmosphere (N2, O2)2.

6、 Volcanic Activity (H2S)3. Chemical Processes Biological Activity (NO3- N2O) Radioactive Decay (226Ra 222Rn)8/1/202215如果增加大氣中CO2濃度，就可阻止地球熱量的散失，使地球發(fā)生可感覺到的氣溫升高，這就是有名的“溫室效應(yīng)”。破壞大氣層與地面間紅外輻射正常關(guān)系，吸收地球釋放出來的遠紅外輻射，就像“溫室一樣，促使地球氣溫升高的氣體稱為溫室氣體。二氧化碳是數(shù)量最多的溫室氣體，約占大氣總?cè)萘康?.03%，許多其它痕量氣體也會產(chǎn)生溫室效應(yīng)，其中有的溫室效應(yīng)性能還比二氧化碳強。溫室氣體 8

7、/1/202216大氣中的溫室氣體8/1/202217從70年代末起又查明除二氧化碳外，氟里昂等也具有溫室效應(yīng)作用。到80年代有提出了精密的氣候預(yù)測模型，預(yù)計到2030年左右，大氣中溫室氣體的濃度相當于目前二氧化碳濃度的兩倍。因此，全球變暖問題的特點和十年前有所不同，過去主要考慮二氧化碳問題，而現(xiàn)在除二氧化碳外還應(yīng)該考慮各種具有溫室效應(yīng)的其他氣體及氣溶膠的作用。8/1/202218通過對變暖現(xiàn)象的觀測，已發(fā)現(xiàn)地表大氣的平均溫度在不斷變化中也趨于上升，過去一世紀的平均升溫為0.3-0.7，特別是1980年記錄了觀測史上的最高溫度。近一百年來，海平面上升了100-200mm，其原因可能是由于伴隨海

8、水溫度上升而使海水膨脹以及陸地冰川融化等。8/1/202219目前研究還表明，溫室效應(yīng)引起的氣候變暖在全球有明顯的地域差異。例如，若全球大氣平均氣溫升高2，則赤道地區(qū)至多上升1.5，但在高緯和極地地區(qū)，竟能上升6以上，這樣高緯和低緯地區(qū)間的溫差將大大減少，從而使全球大氣環(huán)流形態(tài)發(fā)生變化。一般認為，溫室效應(yīng)對北半球影響更為嚴重，30年后，北極平均溫度可能將提高2，而南極要60年后才會有此結(jié)果。45年后歐亞和北美國家的平均溫度要比目前提高2，是南半球的兩倍多。8/1/202220海洋是重要的CO2匯，其碳儲量高達38000Gt。根據(jù)測算，在平均每年由人為釋放的5.50.5 Gt C中，有3.2 0

9、.2 Gt C被留在了大氣中，有2.00.8 Gt C被海洋吸收，約占 40%。普遍的認識是海洋平均每年的吸收值為1.52.5Gt C。海洋碳庫8/1/202221在海洋里，CO2溶解于水，并通過整個海洋表面不斷與大氣進行交換，其交換量達90 Gt C/a，尤其當波浪破碎時這種交換更為充分。在海洋表層100 m左右的海水中，CO2交換較為迅速，但與更底層海水的交換十分緩慢（CO2從海洋表層進入大部分深海需要幾百年到幾千年時間），因此海洋并不像根據(jù)大氣海洋CO2交換模式所揭示的，能為增加的大氣CO2即刻提供吸收匯。就短期變化而言，只有表層海水在碳循環(huán)中起主要作用。8/1/202222CO2在海水

10、大氣界面的交換是一個雙向動力學(xué)過程，其定量計算目前普遍采用雙擴散模型，即CO2在海水大氣界面的交換與其分壓差成正比：FKwS（PCO2PCO2）KPCO2 式中，F(xiàn)為CO2在海氣界面的凈通量，正值表示大氣向海洋輸入CO2，負值表示海洋向大氣釋放CO2，Kw為風速系數(shù)，S為CO2在海水中的溶解度，pCO2為大氣CO2分壓，PCO2為海水CO2分壓，K為風速和溶解度對海氣界面CO2通量的交換系數(shù)。交換系數(shù)K與風速的關(guān)系相當復(fù)雜，實際上除了風速外，K還與溫度、渦動、擴散和湍流有關(guān)。8/1/202223其中張正斌等提出物質(zhì)海-氣通量計算的新建議是： F=KCL（suf）式中CL（suf）是物質(zhì)在海水微

11、表層中的平均濃度。8/1/202224由于海洋CO2的觀測資料較少且精度較差，很難得到海洋吸收人為CO2的區(qū)域分布圖。多人研究后指出：海洋碳的吸收與釋放有明顯的緯度特征，分別在赤道（釋放）和南北半球的中緯地區(qū)（吸收）存在極大值；在大氣中碳由南向北輸送，在海洋碳由北向南輸送。8/1/202225Keeling的計算結(jié)果表明，全球海洋年吸收碳2.3 Gt：15N以北海域吸收2.3 GtC/a，15.6S15N之間海域釋放1.1 GtC/a，1550S之間海域吸收1.1 GtC/a，50S以南海域釋放吸收平衡。以上說明在北半球海洋是一個主要的碳匯。在北半球的碳吸收主要一部分是大氣CO2通過溫鹽環(huán)流進

12、入深層海底，參與到全球碳循環(huán)，在輸送到南半球的過程中為海洋吸收轉(zhuǎn)化。8/1/2022265.2 氣體在海水中的溶解度在現(xiàn)場大氣壓為101.325kPa時,一定溫度和鹽度的海水中某一氣體的飽和含量稱為該溫度、鹽度下該種氣體的溶解度。8/1/202227氣體在海水的溶解度除了與海水的溫度和鹽度有關(guān)外，主要與氣體本身的性質(zhì)有關(guān)系：氣體的溶解度一般隨分子量的增加而增大。例如，氦的質(zhì)量數(shù)只有4，溶解度最低，而Xe (質(zhì)量數(shù)為131) 溶解度最高。但也有例外，如CO2雖然質(zhì)量數(shù)低，但卻是溶解度很高的氣體。8/1/202228對于大氣中各種氣體，道爾頓分壓定律可表達如下： 假定它們?yōu)槔硐霘怏w，則各種氣體的分

13、壓為： 式中nG是體積為V的容器中所含氣體G的摩爾數(shù)、R為氣體常數(shù)，T是熱力學(xué)溫度。8/1/202229假定它們?yōu)榉抢硐霘怏w，則用Van der Waals狀態(tài)方程近似地表達為： 式中a是與分子間引力有關(guān)的常數(shù)，b與分子的本身體積和壓縮系數(shù)有關(guān)。在接近標準溫度和壓力的條件下，此方程至少達0.1精確度。8/1/202230在0和l大氣壓的標準溫度和壓力下，大氣各氣體的摩爾體積相同條件下，與理想氣體的摩爾體積(22.414dmmol-1)的偏離，對He為0.1，對Xe為-0.6，因此，除非常準確的研究外，都可假定它們是理想氣體。8/1/202231氣體在海水中的溶解作用可用Henry(亨利)定律表

14、達為： 式中KG是Henry定律常數(shù)。這一常數(shù)的大小與溶液的性質(zhì)、溫度，所研究的總壓力和選用的分壓單位(hPa)，以及濃度單位(體積摩爾，重量摩爾，摩爾分數(shù)等)都有關(guān)。8/1/202232當某一氣體在大氣和海水中的分壓相等即PGpG時，氣體在兩相之間達到平衡。把Henry定律與平衡條件結(jié)合起來，則某氣體G在海水中溶解度SG為：Weiss(韋斯，1970，1971)提出若干氣體在海水中的溶解度SG與溫度和鹽度的關(guān)系：8/1/202233大氣中N2、O2、Ar、Ne和He在鹽度為35時的海水中的溶解度8/1/202234溫度對氣體溶解性的影響Gas0oC 25oCHe1.8 nM1.7 nMNe7

15、.96.6Kr4.02.3Xe0.60.4N2616 M383MO2349206Ar1710CO220 98/1/202235溫度對氣體溶解性的影響8/1/202236鹽度對氣體溶解性的影響GasWater SeawaterHe2.2 nM 1.8 nMNe10 7.9Kr5.8 4.0Xe0.9 0.2N2823 M616 MO2456349Ar 22 17CO2 23 208/1/202237分子量對氣體溶解性的影響8/1/2022388/1/202239大氣和海洋之間氣體的交換是一種動力學(xué)過程。當氣體分子以同樣的速率進入或離開每一相時，這時大氣與海洋處于平衡狀態(tài)氣體在液相中達到了飽和。通

16、常的情況是大氣與海洋不是處于平衡狀態(tài)也就是說氣體在一種介質(zhì)中的分壓比在另一種介質(zhì)中的分壓高，那么氣體就從高的那一相流入另一相。海氣界面上氣體交換模式有很多種，常用的有薄層模型和雙膜模型。5.3 氣體在海-空界面間氣體交換8/1/202240這一理論模型包括三個區(qū)域：湍流大氣相這一區(qū)域中氣體分壓pG是相同的；湍流本體液相在這一區(qū)域中PG也是相同的；層流薄層，在上述兩相之間，其平均厚度為Z。按這一模型，氣體交換速率的決定步驟是氣體通過這一薄層的分子擴散。令這一薄層上界面(點A)和下界面(點B)的氣體分壓分別為pG和PG，而薄層內(nèi)分壓的變化梯度是線性的。氣體交換薄層模型 8/1/202241“不流動

17、”的薄水膜將海面上的均勻混合的大氣與膜下面均勻混合的表層水隔開。氣體在空氣與水相間的遷移是靠分子擴散通過這一水膜進行的。水膜內(nèi)氣體的濃度分布是不均勻的，由相應(yīng)于水膜上面的與大氣平衡時的濃度值逐漸過渡到水膜底下的表層海水中的濃度值。水膜厚度與空氣水體界面的擾動程度成反比。在海洋中，這一水膜的平均厚度為數(shù)十微米。海氣交換的雙膜模型8/1/202242Broecker和Peng提出海氣交換的雙膜模型。此模型假定：海洋上層的有關(guān)氣體充分混合，故分布均勻；海面下表層水柱也做了同樣假定；上述兩充分混合層之間被“不流動”的水膜所隔開。8/1/202243氣體是通過擴散(單個氣體分子的混亂運動)而穿過這一界面

18、水膜。雖然單氣體分子的擴散運動并無方向性，如果存在濃度梯度，混亂運動將導(dǎo)致物質(zhì)由高濃度區(qū)向低濃度區(qū)的凈遷移。因此，如果水中氣體濃度與空氣中氣體濃度不同，并未達平衡，結(jié)果氣體就會通過不流動水膜進行遷移。遷移速率與水膜厚度、氣體分子通過膜的擴散速率(水溫高運動快)，和氣海相中濃度梯度三者有關(guān)。8/1/202244按Fick擴散定律，任何擴散物質(zhì)的通量都正比于濃度梯度（比例常數(shù)稱為分子擴散系數(shù)D）。如果將界面層頂部的氣體濃度氣體頂減去底部的氣體濃度氣體底，并除以界面層厚度Z，即得濃度梯度，則有：水中各種氣體的D值隨擴散分子量的增大而減少。界面層厚度Z與風壓無關(guān)；海水表層湍動越甚，水膜越薄。求界面層厚

19、度Z的方法有14C法和Rn法。界面層厚度Z 8/1/202245水中各種氣體的分子擴散速率D8/1/202246影響氣體交換的因素 大氣與海洋之間氣體交換的影響因素主要有：(1) 溫度(2) 氣體溶解度(3) 風速(4) 季節(jié)性等影響因素8/1/202247(1) 溫度的影響大氣與海洋之間氣體的交換主要決定于氣體在兩相中的分壓差。當海水溫度升高或降低都會使水體中氣體的分壓發(fā)生變化，因而引起氣體在兩相間的交換。Downing等人(1955)發(fā)現(xiàn)CO2的交換速率隨溫度的升高直線增加，25海水的交換速率大約是5的兩倍。8/1/202248(2) 氣體溶解度的影響不同氣體在海水中的溶解度各不相同因此，

20、對于某一恒定的分壓差,各種氣體進人海洋的擴散通量相差很懸殊，例如，O2、CO2和N2的通量比率是2：70：1。8/1/202249(3) 風速的影響Downing等人(1955)研究了空氣和水之間的交換速率，他們指出:風速在0-3米秒時，交換速率幾乎保持恒定(在液體表面上方5厘米處測量的)。而風速在3-13米秒時交換速率迅速增加。Kanwisher(1963)重復(fù)了Downing等人的實驗，得到風速和波浪對交換速率的影響的類似結(jié)果。8/1/202250(4) 季節(jié)的影響進人或逸出海洋表層氣體的體積隨季節(jié)性的變化是相當大的。Redfield(1948)曾估計,在秋季和冬季平均約有30104cm3

21、的O2進入美國緬因灣的海洋表層，在春季和夏季卻以相應(yīng)的體積從海洋表面逸出。其中大約五分之二是光合作用產(chǎn)生的氧，其余的是由于在溫暖的水中氧的溶解度降低而逸出的。8/1/202251非活性氣體變化的表示方法，是運用傳統(tǒng)上定義的標準大氣壓下（總壓力為1013.25hPa和相對濕度100%）的溶解度。通常，氣體濃度的測定值或通過飽和度G或通過飽和度異常G（二者都表示為百分數(shù)）與它們的溶解度聯(lián)系起來，即：5.4 海洋中非活性氣體8/1/202252S*G是氣體在海水中的溶解度，CG是氣體在海水中的濃度測定值。8/1/202253影響S*G的物理過程主要有：平衡時與標準大氣壓的偏離不同溫度水團的混合空氣泡

22、的部分溶解和完全溶解與氣體交換及其熱變化He的放射補充或原生補充等等 8/1/202254海水中的氮和惰性氣體惰性氣體由于化學(xué)性能穩(wěn)定，它們在海洋中的變化主要是受物理過程的影響，惰性氣體在海洋中的應(yīng)用受到分析方法的限制，如要很準確地進行分析比較困難，因此在海洋中的分布情況并不是很清楚。另外，一些惰性氣體在海水中的溶解度由于測定方法不同存有差異。雖然目前使用的方法可以測定出海水中的惰性氣體的微小變化，但是對這些變化的機理并不完全了解，因此需要進一步進行這方面的研究工作。8/1/202255太平洋海水中惰性氣體的含量（cm3.dm-3） 8/1/202256標準狀態(tài)下海水中氮的溶解度N2/H2O

23、（cm3.cm-3） 8/1/2022575.5 海洋中的微量活性氣體海洋中、除了含有O2、CO2、N2和Ar以外，還含有一些微量氣體。如N2O、CO和CH4等。這些微量氣體會由于人類的活動或其他的過程而受影響。因此把它們稱為微量活性氣體或非保守氣體。這些氣體雖然含量非常少，但是在海洋研究中卻具有非常重要的意義。根據(jù)它們與保守氣體之間的差值，可用來研究海水中一些有關(guān)的過程，如海流及渦動的混合過程，海-空之間的氣體交換等。8/1/202258一氧化二氮（N2O）由于N2O與大規(guī)模的混合過程有關(guān)，因此對海洋中N2O的研究大多數(shù)是為了調(diào)查N2O在海洋中的分布而進行的。南太平洋N2O的含量為7-12n

24、molkg，北大西洋約為11nmolkg，幾乎是與大氣N2O分壓平衡的量的兩倍。在北大西洋東部熱帶海水中N2O的分布與大西洋相似，N2O的最大值都出現(xiàn)在溫躍層的下面并與氧最小層相當。但是在氧最小層處，有時也出現(xiàn)第二個N2O低值。這是由于發(fā)生N2O的消耗過程所致。由于N2O都處于過飽和狀態(tài)。因此可以認為海洋是向大氣輸送的一個源地。根據(jù)計算，北大西洋每年的輸送量為11013克 8/1/202259N2O and O2 in Arabian Sea8/1/202260甲烷（CH4）熱帶北緯的表層水中，CH4含量比較恒定，約為1.8 nmolkg 與大氣分壓接近平衡。關(guān)于海水中甲烷的垂直分布，Swin

25、neton等人(1967)在墨西哥灣的30-100米深處發(fā)現(xiàn)CH4的最大值隨著深度的增加而降低，一直降至很低的濃度。在上升流地區(qū)，CH4含量較低。但在受到污染的沿岸水和缺氧的海洋環(huán)境中CH4的含量比與大氣平衡的相應(yīng)含量高得多。在Potomac 河（美國）CH4的濃度高達90-360 nmoLkg。這是由于污染造成的。在這個地區(qū)空氣中CH4的含量是海洋大氣含量的兩倍。海水中CH4主要是細菌分解有機物的產(chǎn)物，在缺氧條件下，細菌可能把CO及CO2還原成CH4，所以在缺氧水中CH4的含量較高。 8/1/202261Methane in the Oceans8/1/202262Methane in Co

26、astal Waters8/1/202263一氧化碳（CO）最近幾年，CO的大氣化學(xué)和海洋化學(xué)受到人們相當大的重視。因為它與人類的活動緊密相關(guān)。在20世紀60年代后期，估計人類活動所產(chǎn)生的CO約為261011kgy。在大氣對流層CO的分壓，北半球比南半球高，這與人類活動的影響相一致的。此外，海洋表層水CO 處于過飽和狀態(tài)，推測海洋表層水可能是大氣中CO的另一來源。但研究表明，大氣中的CO還沒有發(fā)現(xiàn)全球性的增加?？梢酝茰y，為了平衡人類和海洋輸入的CO，大氣中可能存在一個吸收CO的過程。 8/1/202264在西北大西洋測量上層空氣中和表層水中CO的含量，發(fā)現(xiàn)表層水中CO的濃度超過大氣中通常存在的

27、分壓所建立的平衡值。因此，海洋可能是CO的一種天然來源。在熱帶北大西洋和太平洋的表層水中觀測到CO的濃度晝間增加5-6倍，在下午出現(xiàn)最大值。在40米上面的水柱中所產(chǎn)生的CO看來是最重要的。從海水中溶解的有機碳可通過光化學(xué)作用產(chǎn)生CO。但是可以肯定生物化學(xué)產(chǎn)生的CO是更重要的。并且生物化學(xué)反應(yīng)對光強度是高度靈敏的。在多云和陰天的條件下比太陽光直接照射來得低。所以說，表層水可能是大氣CO的種來源而不是大氣CO的收納處。 8/1/202265在CO的循環(huán)中，有大氣對流層、海洋和人類活動所產(chǎn)生的CO，以及在大氣對流層消失的CO。有的學(xué)者認為對流層天然來源的CO每年有51012kg。比人類來源的 大20

28、倍，比海洋來源的大60倍,而且它與放射碳0.1年的停留時間相一致。 8/1/202266Carbon Monoxide Saturation8/1/202267氧除了在海洋與大氣之間的交換外，在海洋中由于生物過程、有機物分解、物理過程等都會影響海水中氧的含量。 5.6 海洋中的溶解氧8/1/202268氧的來源海洋中的溶解氧主要來源于大氣和海洋中的光合作用8/1/202269大氣由于海洋表面與大氣緊密接觸，大氣中的氧通過海-空界面的交換進入海洋的表層，而后通過移流和渦動擴散，把表層的富氧水帶到深層。所以大氣中的氧是海洋中氧的來源之一。8/1/202270光合作用在海洋的上層(大約0-80米)，

29、那里有充足的陽光，浮游植物的光合作用占優(yōu)勢。在光合作用過程中釋放氧氣，是海洋中氧的另一來源。海洋植物進行光合作用大致按下面的方程式進行： 光合作用 XCO2 + XH2O （CH2O）x + XO2 呼吸作用 式中的（CH2O）x代表碳水化合物。8/1/202271光合作用只能在真光層內(nèi)進行。在80-200米內(nèi)由于光線減弱，因而深度在80米以下光合作用已不再是主要的。在許多海區(qū)（特別是近岸區(qū)域），由于生物活動的結(jié)果。在近表層水中常常出現(xiàn)氧的最大值其飽和度可達120%以上。8/1/202272溶解氧的消耗過程 溶解氧的消耗過程主要由植物的呼吸作用、有機物的分解和無機物的氧化作用等作用控制。 8/

30、1/202273植物的呼吸作用植物光合作用和呼吸作用是個相反的競爭過程。在真光層以下，出于光線減弱，海洋動植物和細菌的呼吸作用起主導(dǎo)地位 光合作用 XCO2 + XH2O （CH2O）x + XO2 呼吸作用 式中的（CH2O）x代表碳水化合物。8/1/202274隨著深度的增加，光合作用逐漸減小，而呼吸作用加強，在某一深度處，當溶解氧的產(chǎn)生量恰好等于消耗量時，此深度稱為補償深度。在這一深度上的光強為僅能維持植物的生存但不能繁殖的最低光強。8/1/202275不同海區(qū)的補償深度不同，其隨地理、季節(jié)、光照時間、氣候及水文等條件而變化。一般大洋的補償深度大些近岸透明度小則補償深度淺些。一般補償深度

31、在20米以內(nèi)，有的區(qū)域在1-2米范圍內(nèi)，在馬尾藻海8月份最大補償深度可達100米。 8/1/202276有機物的分解在補償深度以下，除了動植物的呼吸作用消耗氧氣以外，有機物的分解也消耗大量的氧氣。有機物分解過程可能與氧的含量、溫度、細菌情況及有機物質(zhì)的性質(zhì)點關(guān)。氧的消耗量主要決定于有機物的含量。 8/1/202277無機物的氧化作用海水中含有一些還原態(tài)的無機物，如Fe2+和Mn2+等。這些物質(zhì)在充氧水中會被氧化至高價態(tài)。但氧化過程所消耗的氧量與有機物的分解相比是非常小的。關(guān)于氧在海水中的消耗速率曾進行了不少的研究工作，有的把海水樣品裝在樣品瓶中存放在現(xiàn)場的溫度下，測定放置過程中氧隨時間的變化。

32、除此之外，也可根據(jù)現(xiàn)場的實際觀測來估計氧的消耗速率。8/1/202278生物需氧量（BOD）和化學(xué)耗氧量（COD） 生物需氧量（BOD）是在需氧條件下，水中有機物由于微生物的作用所消耗的氧量。通常使用單位為mg/dm3。要使水體中的有機物全部分解，時間很長（多達100多天）。因此，一般采用20時在含氧的條件下培養(yǎng)五天，稱為五天生化需氧量，用BOD5來表示。因此BOD可作為水體受到有機物污染的一個指標。 8/1/202279化學(xué)耗氧量（COD）是在一定條件下，l dm3水中還原物質(zhì)被氧化所消耗氧的毫克數(shù)。COD的測定方法是：向一定量的水樣中加人氧化劑（如KMnO4、K2Cr2O7和KIO3），氧

33、化后，把所消耗氧化劑的量換算成O2的毫克數(shù)。COD在一定程度上近似地表示了還原物質(zhì)的含量。這種方法簡單、快速，因此可以作為一種快速測定氧消耗量的方法。COD已成為我國海洋污染檢測的一項指標。 8/1/202280化學(xué)需氧量數(shù)值取決于氧化劑的種類，有機化合物的成分及實驗條件、操作等。測定化學(xué)需氧量，所采用的氧化劑有KMnO4、K2CrO7、KIO3等，通常依氧化劑不同而分為高錳酸鉀需氧量，重鉻酸鉀需氧量及碘酸鉀需氧量。8/1/202281后兩者氧化劑氧化率較高，可以將水體中絕大多數(shù)有機物氧化，將有機碳轉(zhuǎn)化為碳酸，氮轉(zhuǎn)化為硝酸，硫轉(zhuǎn)化為硫酸等。但方法繁瑣，不如高錳酸鉀需氧量法簡便快速。但是高錳酸鉀

34、法僅限于未嚴重污染水體。若用于測定污水或工業(yè)沸水時則不夠滿意，因為這些水中含有許多復(fù)雜的有機物質(zhì)，不能被高錳酸鉀氧化。8/1/202282用于測定污染嚴重水區(qū)時重鉻酸鉀法好。重鉻酸鉀需氧量法對各種水樣有較寬的適應(yīng)性。由于重鉻酸鉀的氧化能力強，又是在強酸性介質(zhì)中加熱回流2小時，所以能將大部分有機物質(zhì)氧化，但直鏈烴、芳香烴、苯等有機物仍不能氧化。若加入Ag2SO4作催化劑，直鏈化合物也可以被氧化，但對芳香烴無效。8/1/202283對于一般污染的水樣，仍多使用高錳酸鉀需氧量法，必須指出此法不能定量氧化水樣中有機物質(zhì)，而僅是部分氧化，因此所測定的需氧量并不和水體中有機物質(zhì)成正比，所以說高錳酸鉀需氧量

35、法并沒有完全表示出水體受有機物污染程度。盡管如此，因高錳酸鉀法具有簡便快速的優(yōu)點，在某種程度上能相對比較出水體污染輕重，因此，仍被視為衡量水體污染標志之一。8/1/202284由于測定化學(xué)需氧量有不同的方法，在選擇時，需要考慮各方面的因素，來決定所采用的方法，通常須注意以下幾點：（1）要了解有機物含量的相對比值時，不必要求氧化率很高，宜采用操作簡便而重現(xiàn)性好的方法。（2）要盡可能表示有機物總量的指標時，必須選擇氧化率盡量高的方法。（3）對含有懸浮有機物定量時，要使其氧化，必須選擇強的氧化條件。8/1/202285高錳酸鉀法雖然氧化率較低，但操作簡便，上述（1）的情況可以采用。重鉻酸鉀法氧化率高

36、，再現(xiàn)性好，適于（2）（3）的情況。用高錳酸鉀法測定需氧量時，必須嚴格控制實驗條件，因為化學(xué)需氧量還取決于所用的高錳酸鉀濃度，介質(zhì)酸度，氧化溫度及時間等。因此分析水樣時，必須嚴格控制相同的實驗條件，才有比較價值。8/1/202286用高錳酸鉀氧化時，隨水體中氯離子含量不同選擇條件也不相同：天然水中氯離子含量小于300毫克/升時，可以在酸性介質(zhì)中氧化。具體方法為：取一定量水樣，用硫酸酸化，加入過量高錳酸鉀，氧化水樣中有機物質(zhì)，余下的高錳酸鉀用草酸鈉溶液還原，最后用高錳酸鉀回滴剩余的草酸鈉，即可計算出需氧量。8/1/202287分析海水樣品時，由于氯離子含量遠遠大于300毫克/升，宜采用不同酸性介

37、質(zhì)氧化，此時不僅有機物質(zhì)被氧化，另外氯離子也就被高錳酸鉀氧化而析出游離氯，消耗過多高錳酸鉀。因此，在分析海水樣品時，一般采用堿性高錳酸鉀法。具體方法為：取一定量水樣，一般為100毫升，在堿性條件下，加入一定量的高錳酸鉀溶液，準確煮沸10分鐘，氧化水樣中有機物質(zhì)，然后冷卻至室溫，加入硫酸和碘化鉀，還原未反應(yīng)的高錳酸鉀和中間生成的四價錳為二價錳，并析出與之等摩爾數(shù)的碘。再以淀粉為指示劑，用Na2S2O3溶液滴定游離碘。用消耗的Na2S2O3量計算水樣COD。8/1/2022888/1/202289重鉻酸鉀法K2Cr2O7在酸性溶液中呈下列反應(yīng)，表現(xiàn)出很強的氧化能力：在酸性介質(zhì)的水樣中，加入一定量的

38、重鉻酸鉀，經(jīng)加熱回流2小時，水樣中的還原性物質(zhì)受到氧化，然后用試亞鐵靈做指示劑，用硫酸亞鐵銨滴定未反應(yīng)的Cr2O72-：8/1/202290求出Cr2O72與水樣中還原性物質(zhì)發(fā)生反應(yīng)的量，根據(jù)K2Cr2O7的濃度和用量計算水樣中的還原物質(zhì)。為保證水樣中直鏈有機物被氧化，可加入催化劑Ag2SO4。若樣品中Cl-濃度高于30毫克/升，會消耗重鉻酸鉀，因此必須排除氯離子的影響，須加入HgSO4，它與氯離子結(jié)合成可溶性氯化汞絡(luò)合物而將氯除去。重鉻酸鉀法氧化效率遠比高錳酸鉀法高，而且重現(xiàn)性好，誤差小，因此，在分析水樣受污染程度時，一般采用這種方法。8/1/202291溶解氧的分布 溶解氧的垂直分布的一般

39、規(guī)律：它大體上分成四個區(qū)：表層水，氧濃度均勻，氧濃度的數(shù)值趨近于在大氣壓力及其周圍溫度條件下通過海-氣界面氧交換平衡所確定的飽和值。光合帶，由于光合作用產(chǎn)生氧而可以觀察到氧最大值。光合帶下深水層因有機物氧化等因素，使溶解氧含量降低，或可能出現(xiàn)氧最小值。在極深海區(qū)將可能是無氧生命區(qū)；但大洋底層潛流著極區(qū)下沉來的巨大水團，因此氧濃度不一定隨水深而連續(xù)降低，反而可能經(jīng)最小值后又上升。 8/1/202292各種條件下溶解氧含量的圖解表示 8/1/202293溶解氧含量（cm3/dm3）中國近海中溶解氧的垂直分布圖 8/1/202294溶解氧（）中國近海中溶解氧的垂直分布圖 8/1/202295影響氧分布的各種過程 影響海洋中氧分布的因素主要是：生物消耗和水文物理過程。1962年KWyrtki在研究氧含量最小水域時，提出解決各種水文物理和生物過程對氧垂直分布影響的定量方法，即“垂直移流渦動擴散模型”。此模型認為：氧的穩(wěn)態(tài)分布是由垂直移流、垂直渦動擴散和現(xiàn)場耗氧速率R決定的；現(xiàn)場耗氧速率隨深度Z指數(shù)下降。8/1/202296Oxygen Utilization Rates8/1/202297Oxygen in the Oceans8/1/202298Ox