化学海洋学精品课件-海洋中的非活性气体.pptVIP

海水中的溶解气体 第 3 章 非活性气体（保守气 体）：化学性质比较稳定，其分布主要受控于物理过程以及温度和盐度对其溶解度的影响。包括：惰性气体、氮气。 活性气体：同时受物理过程与生物过程的影响，如O2、CO2等。 非活性气体和活性气体的结合，可区分海洋中发生的物理过程与生物学过程。 第5节 海洋中的非活性气体 饱和度和饱和偏差的大小与分布可了解除温度、盐度外其它物理过程对非活性气体的影响。 饱和度（?i）和饱和偏差（△i） 与大气达到平衡的海洋表层水体，非活性气体的饱和度（?i）和饱和偏差（△i）应分别为100和0，但实际情况往往不同。 影响因素：6个过程 一、非活性气体偏离饱和的影响因素 Aloha站 Hamime, 2007 大气偏离标准大气压，且表层水来不及与新的大气分压达到平衡，则气体浓度将偏离饱和值。 原因：（1）大气本身气压发生变化 （2）相对湿度变化 例子：30℃下，相对湿度由100%降低至80%时， 饱和偏差（△i）将增加0.9%。 对所有气体偏离饱和度的影响是同等比例的，且随温度的降低其影响减少。 1. 气压偏离标准大气压 空气以气泡形式进入海洋，表层水下沉时，压力增加，气体趋于溶解。如果气泡在重新返回大气前仅是部分溶解的话，海水中所有气体的?i和△i都将以相同比例增加。 例子：1 m水深处，气泡部分溶解将使所有气体 的△i变化+10%。 该过程类似于总压力的增加。 2. 气泡的部分溶解 气泡全部溶解的话，称为空气注入（air injection） 空气注入时，由于各种气体的溶解度不同，对每一种气体△i的影响不同 空气注入不仅增加海水中各种气体的含量，而且也改变各种气体的相对比例 3. 空气的注入 空气注入导致溶解度相对于平均值小的气体增加更多，而溶解度高的气体增加较少。 气体 干空气中的 摩尔分数 饱和海水中的 摩尔分数 △(%) N2 0.7808 0.626 7.7 O2 0.2095 0.343 3.8 Ar 0.00934 0.016 3.5 Ne 18.2×10-6 9.7×10-6 11.6 He 5.24×10-6 2.3×10-6 13.8 Kr 1.14×10-6 3.8×10-6 1.8 Xe 0.087×10-6 0.54×10-6 1.0 CO2 0.00034 0.014 0.1 3. 空气的注入 3. 空气的注入 Pacific Bieri，EPSL，1971 3. 空气的注入 Bieri，EPSL，1971 如果环境条件的变化快于气体达到平衡的速率，也会发生海水中非活性气体偏离饱和值的现象。 例： 上升流海域，由于水体垂向交换速率很快，热量交换速率明显快于气体交换速率，可观察到非活性气体的饱和异常。 4. 热量与气体交换的差异 4. 热量与气体交换的差异 Subtropical Pacific HOTs Hamme and Emerson, 2006 不同温度水团的混合会导致气体饱和度的异常，原因在于气体溶解度与温度的关系是非线性的。 5. 不同温度水团的混合 溶解N2呈过饱和状态，饱和偏差为7.7% 例子：深海热液口附近海域，海底热液流体温度可达350°C，当其与周围温度接近0°C的深海水混合，就会产生溶解气体的过饱和现象，该现象可用作指示海底热液是否存在的指标之一 5. 不同温度水团的混合 放射来源的额外输入：某些放射性物质通过放射性衰变产生稳定的气体，如3H经过?衰变产生3He，40K经过?衰变产生40Ar（此来源贡献很小，因为40K的半衰期长达1.28×109 a）等。 原生来源的额外输入：海底热液等可直接输送各种气体到海洋中。 6. 放射来源与原生来源的加入 海底沉积物或岩石的铀、钍衰变系通过放射性衰变产生4He，注入深海，形成深海水中4He的过剩。 Suess和Wanke（1965）首次尝试观测深海水的4He异常，结果表明，4He过剩量不超过6%。 Bieri等（1966）的研究表明，深海水中4He的过剩比例为5%~20%。 4He的放射来源