海洋监测技术pH和叶绿素.ppt

海洋初级生产力的测定有C14示踪法和叶绿素法。 叶绿素法原理： 根据一定条件下，植物细胞内叶绿素含量和光合作用产量之间存在一定的相关性，从而根据叶绿素含量和同化系数（同化指数）来计算初级生产力。 叶绿素的测定有分光光度法和荧光光度法。最常应用的方法是用分光光度计测定叶绿素在丙酮溶液中的光密度，其计算公式如下： 叶绿素a = 11.85E664－1.54 E647－0.08 E630 (1) 叶绿素b = 21.03 E647－5.43 E664－2.66 E630 (2) 叶绿素c = 24.52 E630－1.67 E664－7.60 E647 (3) 叶绿素（mg/m3）= （4） 由于叶绿素a是浮游植物任一种群都具有的特征，而叶绿素b或c不是任一种群都有，因此，通常用叶绿素a表示初级生产力水平。 测定： 水样500→↓1mL 1% MgCO3→微孔滤膜抽滤→滤膜*→10mL具塞试管→↓10mL90% 丙酮→混匀→冷冻16-24h*→离心10min→上清液1cm比色皿→750，664，647，630nm波长测E→按（1）和（4）计算浓度。 UV1600紫外可见分光光度计 太平洋海水TCO2（?mol/kg）的断面分布 大西洋、太平洋表层水NTCO2随纬度变化 北大西洋、北太平洋TCO2和NTCO2的垂直分布 开阔大洋不同水团TA与TCO2的关系 DIC (mmol/kg) CA (mmol/kg) 大气CO2进入 损失CO2至大气 代谢作用 光合作用 CaCO3沉淀 CaCO3溶解 温暖 表层水 寒冷 表层水 大西洋 深层水 印度洋 深层水 太平洋 深层水 6 海洋对人类来源CO2的吸收 一、大气中人类来源CO2 年际尺度的增加 季节的节律变化 溶解于海水的CO2与CO32-反应，快速转化为HCO3-： 通过生源POM和CaCO3的沉降从表层输送进入深海，并通过水体层化作用将再矿化产生的CO2储存于深海。 为何海洋具备大量吸收大气CO2的潜力 伴随海水[CO2]的增加，pH降低，[HCO3-]增加，[CO32-]降低，海水TCO2（DIC）增加，但TCO2的变化梯度与[CO2]变化梯度有所不同。 为表征海水[CO2]变化所导致的TCO2变化，引入缓冲因子RF： 二、无机碳体系的缓冲因子(Revelle因子） 海水总碱度恒定的情况下，RF因子与大气CO2浓度和海水温度有关，一般介于8~15之间。 大气二氧化碳分压相对变化比海水总二氧化碳相对变化大约1个数量级，大气二氧化碳分压增加至两倍，海水TCO2仅变化~10%。 Revelle因子的变化 Revelle因子的变化 假设在一合理时间尺度上，海水无机碳体系与大气CO2达到平衡，平衡深度为h，则人类来源CO2被海洋吸收的份额focean为： 三、海洋吸收人类来源CO2潜力的评估 ：海洋水柱中TCO2的储量 ：大气中CO2的储量 Socean：3.6?1014 m2 海水TCO2：2 mol/m3 与大气达到平衡水柱高度：h Searth：5?1014 m2 P： 1 atm Matmos：0.029 kg/mol 大气pCO2：350 ?atm 重力加速度g：9.8 m2/s 海洋吸收人类来源CO2的潜力 海洋吸收人类来源CO2的潜力 R=10 海洋吸收人类来源CO2份额与平衡水柱高度的关系 海水DIC增量区分法 海—气界面CO2交换通量法 海水溶解无机碳13C法 全球环流模型（GCM）法 三、海洋中人类来源CO2含量的确定 测得海水DIC在一定时间内的增加量，结合主要营养盐和溶解氧估算出的DIC天然增加量，差值法得到人类来源CO2含量。 海水DIC增量区分法 海水DIC增量区分法 某深度h处的天然DIC等于人类活动影响前表层水DIC含量加上从表层至该深度有机物降解 和CaCO3溶解所释放的DIC： Gruber等（1996）：近表层水人类来源DIC浓度介于40~50 ?mol/kg，占海水总DIC~2%。 人类来源CO2影响前海洋表层水的DIC和TA TApre 等于现代表层海水TA 现代海水表层TA vs 表层S +人类来源CO2影响前表层水S DICpre TApre + Tpre + Spre + pCO2pre 计算现代海洋海-气界面CO2的交换通量。 Takahashi等（2002）：综合50万份不同年份、不同季节的表层水pCO2实测数据，经归一化处理，获得全球海洋