dicpocdoc是什么碳5篇dicpocdoc是什么碳 14C在海洋有机地球化学中的应用岳宏伟2007.4.23 1 天然放射性碳同位素的来源及循环碳具有3种同位素：微量的14C，其中只有1下面是小编为大家整理的dicpocdoc是什么碳5篇,供大家参考。
篇一：dicpocdoc是什么碳
C在海洋有机地球化学中的应用岳宏伟2007. 4. 231
天然放射性碳同位素的来源及循环碳具有3种同位素：微量的14C， 其中只有14C具有放射性。
天然14C主要源于微量的 C， 其中只有 C具有放射性。
天然 C主要源于高层大气层中的宇宙射线产生的中子与稳定氮同位素（14N）
的反应， 所产生的14C又被氧化为二氧化碳（14CO2）
进入低层大气层。除宇宙射线产生的14C外， 人类核试验也是14C的另一重要来源。12C（98. 8%）
、13C（1. 1%）
和
海洋中的14C是由大气二氧化碳通过气－海界面交换进入海洋并溶解于海水。
海洋浮游植物则通过光合作用将溶解的无机碳转化为有机碳。
有机碳中的14C又通过海洋食物链而进入到不同的生物体内。
另一方面，有机14C又通过生物、 化学及物理过程而分布到不同的存在形态中。
2 加速质谱仪的应用及14C的测定加速器质谱仪（AMS）
是用于测定具有较长半衰期的天然放射性核素（如14C和10Be, 等）
的新型仪器。然放射性核素如AMS测定天然样品中的14C， 通常表述为样品与现代碳标准的比值（F）
为结果（1950年定为现代年龄）
：1412( C/FC=, 等新仪（1）1412)( C/)C样品标准
根据测定的F比值， 样品的14C年龄可通过公式（2）计算得到[2]：14C年龄T=-8033×lnF（2）通常， 地球化学家们习惯将14C的测定值以千分之（‰）
表示：△1 4C(‰)（3）这样， 样品的14C年龄可通过公式（4）
计算得到：T= -8033×ln(1+ △14C/1000)（4）1 41 21 41 2(C /)11 000(C /)CC=−×样 品标 准
3 天然14C在海洋有机地球化学中的应用[1]3. 1大洋中碳循环的研究1987年， 美国Scripps海洋研究所著名海洋化学家Peter Williams 和其博士后Ellen Druffel 合作， 首先在《自然》 杂志上发表了北太平洋DIC及有机碳中天先在《自然》 杂志上发表了北太平洋DIC及有机碳中天然14C的分布[3]。
他们发现海水中溶解碳的14C年龄具有很大的差别。北太平洋表层海水中的DOC的14C年龄在1300a左右，但在5700m深处其14C年龄高达约6000a； 同时， DOC的14C年龄远远高于DIC。
1992年， Druffel等[4]在《地球物理研究》杂志上发表了《大洋中溶解及颗粒碳的循环》一文， 较全面地总结了他们多年来应用14C研究大洋中碳循环的结果。
图1显示了天然14C在北太平洋DOC、 DIC、 悬浮颗粒物及沉降颗粒物中的分布从14C在不同形态碳中的断面分布的分布。
从14C在不同形态碳中的断面分布，Druffel等得到以下结论：(1)
14C在表层DIC中接近大气14C值， 说明表层溶解的DIC是由大气CO2通过海表面气液交换溶于海水的。
图1
北太平洋溶解无机碳（DIC）
、 溶解有机碳（DOC）
及颗粒有机碳（POC）
、 沉降颗粒有机碳中天然14C含量分布及相应的14C年龄分布[4]
（2）
悬浮颗粒物及沉降颗粒物中的有机碳14C基本与表层DIC的14C值相同。（3）
DOC的14C年龄在1. 6-6. 0ka之间。图2显示了北太平洋和北大西洋中DOC及DIC的14C的断面分布比较。
图2 北太平洋和北大西洋溶解有机碳（DOC）
、 溶解无机碳（DIC）
中天然14C含量分布及相应的14C年龄的垂直分布比较[4]
3. 2 不同形态碳中有机化合物组分的研究图3总结了北太平洋不同样品中总水合氨基酸（THAA）
、 总糖类（TCHO）
、 总脂肪类（Lipid）
化合物组分和剩余酸不溶有机组分（HCl-insoluble）
中的天然14C含量。
图3 北太平洋浮游生物、 沉积颗粒有机物（POM， 采自3450m水深处）
、 碎屑凝聚物（DA）
及沉积物中总水解氨基酸（THAA）
、 总糖类（TCHO）
、 总脂类（Lipid）及酸不溶（HCl-insolute）
有机化合物组分天然14C含量分布及相应的14C年龄[5]
3. 3 海洋沉积物中单一分子化合物的研究1997年， Eglinton等[6]在《科学》 杂志上发表了其研究成果， 他们通过气相色谱对海洋沉积物中单一其研究成果他气有机化合物进行了分离与富集并成功地测定了在沉积物中几十种长链烷、 烯烃化合物和脂肪酸中天然14C的含量。谱对海洋沉积物中单
4 展望天然1 4C的应用开辟了海洋有机地球化学的天然1 4C的应用开辟了海洋有机地球化学的一个全新的研究领域， 这对我们从宏观和微观上认识碳在海洋中的循环都具有极大的实际意义。个全
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谢谢!谢谢!
篇二：dicpocdoc是什么碳
书第 30 卷 第 2 期2015 年 2 月地球科学进展ADVANCES IN EAＲTH SCIENCEVol． 30 No． 2Feb． ，2015卢汐，宋金明，袁华茂，等． 黑潮与毗邻陆架海域的碳交换［J］． 地球科学进展，2015，30(2):214-225，doi:10． 11867/j． issn． 1001-8166． 2015． 02．0214．［Lu Xi，Song Jinming，Yuan Huamao，et al． Carbon distribution and exchange of Kuroshio and adjacent China sea shelf:A review［J］． Advancesin Earth Science，2015，30(2):214-225，doi:10． 11867/j． issn．1001-8166．2015．02．0214．］黑潮与毗邻陆架海域的碳交换*卢 汐1，2 ，宋金明 1*，袁华茂1，李宁1(1． 中国科学院海洋研究所海洋生态与环境科学重点实验室，山东 青岛 266071;2． 中国科学院大学地球科学学院，北京 100049)摘 要:作为沟通陆架边缘海与开放大洋的北太平洋西边界流，黑潮对毗邻中国陆架海域碳循环有着不可忽视的影响。分析总结了黑潮与毗邻陆架海域海水中溶解有机碳(DOC)、颗粒有机碳(POC)、溶解无机碳(DIC)和颗粒无机碳(PIC)分布与交换的现有研究成果。分析表明，黑潮通过表层水涡旋、入侵以及次表层以下水体上涌等形式携碳进入毗邻陆架海域。在黑潮与毗邻陆架海域，DOC 和 POC 的分布受生物活动、水团混合以及沉积物—水界面相互作用的共同影响，表层与陆架水中含量较高，DIC 受海水碳酸盐体系平衡影响，表层含量低于底层，在陆架海域与上升流区有高值，PIC 含量较低。在台湾东北海域，DOC，POC 和 DIC 由东海陆架海域向黑潮有净输出，输出量分别为 2 431 ×10 9 ，1 051 ×10 9 和 21 733 ×10 9 mol C/a，PIC 通过陆架源悬浮颗粒物向黑潮主流输送，通量为 1 852 ×10 9 mol C/a。DOC，POC 和 PIC 由南海经吕宋海峡向黑潮有净输出，输出量分别为2 652 ×10 9 ，1 009 ×10 9 和230 ×10 9 mol C/a，但 DIC 由黑潮向南海有净输出，通量为13 005 ×10 9mol C/a。台湾海峡碳循环受黑潮输运的影响，但影响机制及过程至今并不清楚。因此，黑潮与毗邻陆架海域的碳交换过程研究还有若干重大科学问题亟待解决，尚需深入系统的研究。关 键 词:碳交换;黑潮;东海陆架;南海陆架中图分类号:P734． 2+ 5文献标志码:A 文章编号:1001-8166(2015)02-0214-121 引 言碳循环过程由于其对全球气候的显著影响而受到学者的普遍关注。海洋碳循环是全球碳循环体系中不可或缺的一部分。作为全球最大的碳库，海洋含碳约为大气的 53 倍，每年吸收 CO 2 量约占人类排放 CO 2 总量的 35%，对调节大气 CO 2分布与平衡至关重要［1 ～4］ 。开放大洋因其面积广阔，是海洋碳循环的主力［5］ ，而陆架边缘海面积虽小，仅占全球海洋表面积的 7． 6%，却提供了海洋初级生产的19% ～28%，生物地球化学过程活跃，其在全球碳循环和气候变化中的作用不可小觑 ［2，6 ～8］ 。二者之间物理、化学、生物特性差别巨大，往往依靠陆架边界流输运、交换物质与能量［5］ 。我国东海陆架区(EastChina Sea Shelf)海域面积约为 0． 5 × 10 6 km 2［9］，是全球面积最大、生产力最高的陆架区之一，其在接收来自长江、黄河等径流物质输入的同时，也与陆架南部边缘黑潮水流有着强烈交换 ［10，11］ (图 1)。黑潮作为北太平洋西边界流，起源于菲律宾以东海域北赤道流的北向分支，主流越吕宋海峡北上，收稿日期:2014-10-09;修回日期:2015-01-20．* 基金项目:中国科学院战略性先导科技专项“黑潮向近海生源要素的输送”(编号:XDA11020102)和“黄东海典型海域海气界面碳通量”(编号:XDA05030402)资助．作者简介:卢汐(1990-)，女，福建福州人，硕士研究生，主要从事海洋生物地球化学研究． E-mail:luxi_19900209@ hotmail． com* 通讯作者:宋金明(1964-)，男，河北枣强人，研究员，主要从事环境海洋学和海洋生物地球化学研究． E-mail:jmsong@ ms． qdio． ac． cn图 1 黑潮流系示意图Fig． 1 Kuroshio and adjacent marginal seas area流经台湾东岸，沿东海陆架边缘流向东北，至九州岛西南约 128°E，29°N 附近折向东，离开东海进入日本以南海域，并于 141°E，35°N 附近离开日本海岸，成为黑潮延伸体汇入北太平洋暖流 ［12，13］ 。黑潮流速强，流径窄，流量大，厚度大，以高温高盐为特征，大体可以分为表层水、次表层热带水、中层水和深层水4 层［14 ～17］ 。在约28°N 以南，台湾东北角附近，因受陆架阻隔，部分黑潮水流携带生源要素上升进入东海陆架区，使东海陆架水与西北太平洋海水得以相互交换［10，14，18］ 。1893 年，日本学者以漂流瓶开始对日本东、南部黑潮进行研究［19］ 。从 20 世纪中期起，以 1965—1977 年“黑潮及其邻近水域合作调查(CooperativeStudy of Kuroshio and Adjacent Ｒegions，CSK)”项目［20 ～22］ 、1986—1992 年“中日黑潮合作调查”项目和 1995—1998 年“中日副热带环流合作调查”项目［23］ 为代表，就有黑潮与毗邻陆架海域间的水交换与物质输运过程的研究报告，然而目前研究仍多集中于物理海洋领域，调查海水温盐特征，辅以卫星监测或数值模拟等方法取得数据，对黑潮主流径与毗邻陆架海域碳交换通量和过程涉及非常少。文献总结表明，黑潮与陆架碳交换研究具有 3 个方面特征:①研究区域多集中在黑潮毗邻的陆架边缘海如东海(尤其 PN 断面附近)、南海陆架区(尤其 SEAT 时间序列站附近)，且以靠近外海的站位代表黑潮流系影响区域，而较少真正涉及台湾以东黑潮主流径区;②研究成果基本集中于 20 世纪 80 ～ 90 年代，以1989—2000 年开展的、JGOFS 计划下的“黑潮边缘交换过程(Kuroshio Edge Exchange Process，KEEP)”项目，其研究成果居多［11，12］ ;③研究机构与人员有限，且以台湾和日本居多，中国大陆研究甚少，欲准确揭示黑潮水动力学特征以及黑潮与毗邻陆架海域碳交换过程还需更加深入的调查研究。因此，要探明黑潮对毗邻陆架海域的影响及反馈，查明黑潮区域碳交换过程乃至预测区域气候变化，分析总结黑潮与毗邻陆架海域的物质交换和迁移过程十分必要。本文从黑潮与毗邻陆架海域的水交换、碳的分布变化特征和碳交换过程 3 个方面总结了黑潮与毗邻陆架海域物质交换的研究进展，以期为后续研究提供帮助。2 黑潮与毗邻陆架海域的水交换2． 1 黑潮不同水层水文动力特征黑潮水体大致可以分为表层水、次表层热带水、中层水和深层水 4 层。在冬季，表层水与次表层热带水混合剧烈，形成“黑潮上层水”［24］ 。除了所处深度的区别之外，四大水层温、盐特征以及来源去向亦有所差异(表 1)。黑潮表层水是太平洋西部表层水的一部分，在4 层水体中有着最高的温度(23 ～29 ℃)和 pH 值，以及仅次于次表层热带水的盐度(约 34． 5)。其温度和盐度随纬度增加而下降，比碱度低，缺乏营养盐。黑潮表层水的主要来源为北赤道流 ［14，16］ 。黑潮次表层热带水多位于 100 ～300 m 之间，以盐度最高为特征(约 34． 9)，水温较高(约 20 ℃)。因受陆架水混合影响，其温度、盐度向西侧、北侧均有所降低。黑潮次表层热带水来源于 20° ～ 25°N，106°E ～165°W 与 18° ～20°S，120° ～150°W 的热带水域［16，17］ 。热带水之下，黑潮中层水以 400 ～ 800 m 为核心，北部略深于南部，夏季最浅，水体温度较低(7 ～8 ℃)，盐度最小(约 34． 3)，有较高的营养盐含量和碱度，但有较低的 pH 值和溶解氧。在 122°E 附近流经南海后，黑潮中层水西侧主要来自南海中层水，东侧来自于西菲律宾海中层水;一部分北太平洋中层水通过台湾—与那国岛以及冲绳岛—宫古岛 2 条通道加入黑潮，构成黑潮中层水的一个来源;另有一部分南太平洋西部中层水越过赤道，成为黑潮中层水又一来源［12，14，16，17］ 。主温跃层多出现于热带水与中层水之间［16］ 。黑潮深层水位于 1 000 m 以下，均匀度高，温度最低(约 3． 7 ℃)，盐度略高于中层水(约34．44)［16］ 。应瑞功等［17］ 综合历史水文资料，发现黑潮深层水在5 1 2 第 2 期 卢 汐等:黑潮与毗邻陆架海域的碳交换
表 1 东海陆架表层水及黑潮各水层水文特征Table 1 Hydrography parameters in East China Sea Shelf and Kuroshio main stream陆架表层水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 数据来源温度/℃盐度流量/Sv16． 7 ～25． 3 — 16．1 ～18．2 — — ［25］8． 6 ～20 24． 5 ～29 20．0 ～23．4 6．6 ～8．0 — ［14］— 23 ～29 20 7 ～8 3．7 ［16］33． 2 34． 7 34．52 — — ［10］30． 50 ～33． 50 34． 30 ～34． 70 34．85 ～34．90 34．25 ～34．30 — ［14］— 34． 0 ～35． 0 34．9 34．3 34．44 ［16］3． 46 ～3． 16 0． 22 ～0． 43 0．67 ～1．28 — — ［26］1． 22 0． 183 0．487 — — ［10］1． 1 0． 5 0．5 — — ［11］0． 88 ～0． 62 — 0．83 ～0．59 — — ［25］0． 83 ～0． 22 — 1．21 ～0．69 — — ［27］1． 40 ～1． 79 0． 35 ～1． 05 0．35 ～0．39 0．12 ～0．13 — ［15，28］ a1． 81 ～0． 34 0． 77 ～0． 22 0．58 ～0．08 0．39 ～0．03 — ［29］注:a 由 Gt/0． 5a 换算得到苏澳海脊以南盐度略高，可达 34． 53;而在苏澳海脊以北温度略高，可达 4． 2 ℃。2． 2 黑潮与毗邻陆架海域的水交换由于地形环境变化剧烈等因素使得黑潮对中国近海流系的影响变得极其复杂。向陆架入侵的黑潮水主要来自深层水以上的 3 个水层，输送水流量存在季节性变化和年际摆动，以及黑潮流轴长和短周期变化等因素造成的变动 ［16］ 。目前广泛接受的观点认为，台湾东北的黑潮主流径春夏季节流量大于秋冬季节，但其流轴在秋冬季节更靠近陆架，春夏季节则向开放大洋移动。Chen 等［15，28，29］ 认为冬季黑潮向陆架输送总量大于夏季，许多研究得到同样结论［30，31］ ，然而 Liu 等 ［27］认为黑潮向陆架夏季输送量较大。年际变化上，杨晓丹［31］ 利用 SODA 资料与 ＲOMS 模型分析提出，黑潮主流径流量较大的年份，台湾海峡流流量相应增大，反而抑制了黑潮向陆架海域的入侵，使得总体而言黑潮于 200 m 等深线入侵水在主流径流量较小的年份较强。黑潮表层水的向陆输送主要存在于黑潮主流径更为靠近陆架的冬季，其与东海陆架水的交换受到风应力和浮力强迫的影响，存在较大的时间变化和多种表现形式，较为明显的是基隆海谷(Chi-LungValley)、棉花峡谷(Mien-Hua Canyon)和北棉花峡谷(North Mien-Hua Canyon)附近的气旋式涡旋，棉花峡谷为该涡旋中心 ［11，17］ 。黑潮次表层与中层水在台湾东北陆架 200 m 等深线附近因地形抬升或因涡旋泵吸效应进入东海陆架区。该上升流常年存在，平均上升速率为 5 m/d，水流量 0． 2 Sv，上升流中心与表层水涡旋中心区域重合［11］ 。有部分上升流以及部分沿北棉花峡谷流入东海陆架的黑潮表层水分支经气旋式涡流由基隆海谷附近离开东海陆架，携带物质重新汇入黑潮主体［12］ 。黑潮水入侵东海陆架海区同时，东海陆架表层水存在跨陆架向黑潮主流径的输送，由此构成垂向反气旋环流［11，12］ 。此外南中国海次表层与中层水是黑潮西侧次表层水与中层水的重要来源 ［32 ～34］ 。3 黑潮与毗邻陆架海域水体中的碳3． 1 有机碳3． 1． 1 溶解有机碳(DOC)作为海洋中有机碳的主要存在形式，海水中DOC 的主要来源可分为外源和内源。外源包括河流输入、大气输入与沉积物释放等;内源包括海洋生物摄食与新陈代谢过程中的释放物、残渣和排泄物、海洋生物自分解或细菌分解产物、病毒导致的细胞裂解释放以及颗粒物的转化等。海水中 DOC 的主要去向则涉及多种物理化学生物过程如光降解、化学氧化和微生物分解等［35］ 。垂直分布上，DOC 最高值出现在 0 ～ 80 m 水层，在 0 ～200 m 间剧烈下降，在 200 m 以深仅略微下降(表 2)。台湾东北 KEEP 研究区域内各水层DOC 含量为:黑潮表层水 118 ～136 μmol/L C，黑潮次表层热带水 80 ～110 μmol/L C，黑潮中层水 74 ～80 μmol/L C，黑潮深层水 65 ～74 μmol/L C ［36］ 。与长江口附近东海陆架区不同，台湾东北海域受陆源输入和初级生产力季节性变化影响较小，导致该海6 1 2 地球科学进展 第 30 卷
表 2 东海近岸表层水及黑潮不同水层水体中的 DOC(单位:μmol/L)Table 2 DOC concentrations in waters of East China Sea and Kuroshio main stream (unit:μmol/L)东海近岸水 黑潮表层水 黑潮热带水 黑潮中层水 黑潮深层水 采样季节 数据来源55 ～175 52． 5 44． 6 — — 2002 年夏，2006 年冬 ［26］85 ～120 74 ～86 60 ～74 55 ～60 51 ～55 1996 年春，1997 年夏冬，1998 年春秋 ［10］80 ～119 76 ～92 57 ～60 47 ～55 45 ～58 1994 年秋，1995 年春，1996 年春 ［25］110 100 60 50 — — ［15］ a149 118 ～136 80 ～110 74 ～80 65 ～74 1992 年春，1992 年秋，1993 年夏秋 ［36］注:a 单位为 μmol/kg域 DOC 分布规律甚少随季节变化，且与台湾东南的观测结果相似［10，25，36］ 。黑潮海域表层水中的生物生产、次表层水中的沉降累积以及深层水与沉积物相互作用导致的活化转移等过程分别可以提高相应水层中的 DOC 浓度［25］ 。研究者在黑潮海域真光层中观测到伴随高DOC 浓度的叶绿素(Chl-a)高值和溶解氧过饱和现象，并且发现 DOC 在 0 ～200 m 水层中被高效地分解再循环，这种高度可利用性是海洋自生 DOC 有别于生物可利用性较差的陆源 DOC 的特征［36］ 。由此可以推断黑潮表层水中大量 DOC 主要来自海洋生物生产。而稳定的水团分层和较低的消耗速度也有利于 DOC 在表层水中的羁留。在黑潮水域中，DOC浓度随深度的下降主要由微生物分解造成，DOC 与表观耗氧量(AOU)的负相关维持到近 1 000 m 水深。黑潮海域一些站位在近底层出现 DOC 较大值，可能来源于沉积物的扩散或再悬浮颗粒物的释放［10，25，36，37］ 。水平分布上，DOC 浓度从东海陆架(85 ～ 149μmol/L C)向 北 太 平 洋 海 域 (72 ～ 85 μmol/LC ［36，38，39］ )下降。黑潮与近岸水在东海陆架的混合区域 DOC 浓度为 72 ～ 85 μmol/L C，东海陆架上升流区受黑潮次表层、中层贫 DOC 水流输入影响，DOC 浓度为 60 ～70 μmol/L C ［10，25］ 。DOC 的水平分布主要受海洋生物活动、上升流和陆源输入的控制。黑潮海...
篇三：dicpocdoc是什么碳
26 卷第 7 期2006 年 7 月生 态 学 报ACTA ECOLOGICA SINICAVol. 26 ,No. 7Jul. ,2006海水颗粒有机碳( POC) 变化的生物地球化学机制张乃星1 ,2,宋金明1 , 3,贺志鹏1 ,2(1. 中国科学院海洋研究所 ,青岛 266071 ; 2. 中国科学院研究生院 ,北京 100039)基金项目 :青岛市科技将才专项计划资助项目 ;中国科学院 “百人计划”资助项目 ;中国科学院创新重大资助项目 (No. KZCX12SW201208)收稿日期 :2005202203 ;修订日期 :2005209210作者简介 :张乃星(1980～) ,男 ,山东即墨人 ,博士 ,主要从事海洋生物地球化学研究.3通讯作者 Corresponding author ,E2mail :jmsong @ms. qdio. ac. cnFoundation item: The project was supported by Outstanding Scientists of Qingdao , the“100 Talents Project” of Chinese Academy of Sciences , KnowledgeInnovation Program of Chinese Academy of Sciences(No. KZCX12SW201208)Received date :2005202203 ;Accepted date :2005209210Biography:ZHANGNai2Xing , Ph. D. ,mainly engaged in marine biogeochemistry.摘要 :海水中颗粒有机碳(POC) 的生物地球化学行为是海洋碳循环研究的重要组成部分 ,近年来的研究取得了 重大进展 ,主要阐述了海水 POC 生物地球化学研究的概况 。海水 POC 在海洋中的分布受各种物理、化学 、生物过程等多种因素的影响 。
不同海域、不同水层 POC 的含量与组成差异很大 ,在水平分布上 ,近岸高于远海 ,垂直分布上 ,表层高于中下层 ,含量通常为几十到几百个μgΠL ,主要由陆源碎屑 、浮游植物、浮游动物及其新陈代谢产物和死亡残体组成 ,海水 POC 可来源于陆源、海源 (海洋生物的生产) 、海底沉积物的再悬浮以及溶解有机碳(DOC)的转化 ,其中海源是其主要贡献者。
海水 POC 与生物过程的关系密切 ,海洋生物既是 POC 的组成部分也是 POC 的重要生产者 ,通过摄食2代谢过程产生碎屑 POC ,通过垂直洄游促进 POC 的向下沉降 ,通过细菌的降解将 POC 转化为其他形态。
POC 参与再循环与营养盐 (特别是氮、磷、硅) 之间有重要的协同作用 ,生命 POC的新陈代谢造成了营养盐浓度的变化 ,反过来 ,营养盐浓度的变化又改变了生命 POC 的组成及数量 ;无生命的 POC 一方面在生物及化学作用下分解矿化释放出营养盐 ,及时补充了水体中氮、磷、硅等生源要素的含量 ,这在高生产力的珊瑚礁区尤为明显。另一方面 ,其又通过在沉积物中的矿化 ,产生吸附位点 ,吸附营养盐 ,影响着营养盐在沉积物与水体中的交换。关键词 :颗粒有机碳(POC) ; 生物地球化学行为 ; 生物过程 ; 营养盐文章编号 :100020933 (2006) 0722328212 中图分类号 :P734 文献标识码 :ABiogeochemical mechanism of particulate organic carbon ( POC)variations inseawatersZHANGNai2Xing1 ,2, SONGJin2Ming1 , 3, HE Zhi2Peng1 ,2 (1. Institute of Oceanology , Chinese Academy of Sciences , Qingdao 266071 ,China ; 2. The Graduate School of Chinese Academy of Sciences , Beijing 100039 , China) . Acta Ecologica Sinica ,2006 ,26( 7) :2328～2339.Abstract :Marine biogeochemistry of particulate organic carbon (POC) , as one of the most important branches in the global carboncycle , is connected with biological bump process and ecoenvironmental variation in ocean. Marine POC study is a key link todemonstrate marine biogeochemical process. In this paper , Marine biogeochemical characteristics of POC in seawater is mainlyreviewed.The distribution of POC in seawater is affected by many factors ,such as physical , chemical and biological processes. Ingeneral , the high concentrations of POC , ranged from tens to hundredsμgΠL , appear in coastal water and surface water , and lowin offshore water and bottomwater. But in the regions of surface sediment strongly resuspension such as the East China Sea(ECS) ,the POC vertical profiles show the contents of POC increase with the depth and have a high content in the bottomwater. The POCis mainly derived from terrigenous material , biogenic matter and sediment resuspended. The source of POC could be deduced byestimatingδ13C or CΠN which should be combined to differentiate POC source. Of course , the information of POC source is alsoobtainedfrom POCΠPON (particulate organic nitrogen) , the relationship between POC and Chl a or TSM (total suspended matter) .
It is estimated that the POC derived from the river input is about 01 43GtΠa and mainly derived from the detritus of grassland ,cropland, forest and human discharged in the estuary. In oceans , the biogenic matter including living and nonliving POC iscomprised of phytoplankton , zooplankton , detritus and fecal pellets , which play an important role in marine biological pump.Nonliving POC is very important in carbon cycling because it may be ingested by plankton and thus involved into food web andturns into living POC.Marine organism is very important in POC transformation. Zooplankton and nekton , which can ingest in the surface waters atnight and metabolize the fecal pellets below the mixed layer , are the important producers of POC. In some sea areas such as theArabian Sea , the flux of fecal pellets is about 156mgm- 2d- 1and account for 12 % of the primary productivity. Zooplankton andnekton can also actively increase the export of POC from the surface to the deep layer by vertical migration which is very obviousin the open sea. Generally , the POCflux by the contribution of plankton’ s vertical migration is from4 % to 34 % in the total POCflux, in some sea areas it is up to 70 %. Microbial communities are not only an important POC source but also a significantcontributor for the transformation of POC while oxygen penetration is generally limited to the upper of the sediments. Bacteria cantransform POC into dissolved organic carbon (DOC) and dissolved inorganic carbon (DIC) by extracellular enzymatic hydrolysis ,and the result is that POC could take part in carbon recycling process.The POC in recycling has good relationships with nutrient , especially nitrogen , phosphorus and silicon because thephytoplanktons absorb the nutrient according to the constant Redfield ratio , But if the nutrient ratio is out of Redfield ratio , one orseveral nutrients will confine phytoplankton reproduction , growth and the primary productivity , and the composing and biomass ofthe living POC also will change. Such as the Bohai Sea , the change of nutrient ratio has led to the replacement of diatoms bydinoflagellates , which is the mainfeature of phytoplankton community changes in recent years. On the other hand , the metabolismof living POC may affect nutrient contents by absorbing and excreting , such as NH42N , which is partly released by the excretion ofliving POC. There is a positive correlation between nutrient and nonliving POC due to organic matter mineralization.InJiulongjiang Estuary and Western Xiamen Harbour , the positive correlation between POC with the dissolved inorganic nitrogen(DIN) and dissolved inorganic phosphorus (DIP) suggested that the DIN and DIP partly come fromthe decomposition of the POC.When environmental situation such as temperature , redox condition etc. is appropriate in coastal sediment , NH42N is controlled byPOC decomposition.Key words:particulate organic carbon (POC) ;biogeochemical mechanism;biological processes ;nutrient 近十几年来 ,海洋碳循环一直是国际研究的热点 ,其重要原因之一是海洋直接决定了 大气二氧化碳作用下全球气候的变化趋势。
研究表明 ,人类每年向大气排放的 CO2 约有一半为海洋所吸收 ,吸收进入海洋的碳经复杂的生物地球化学过程转化为不同形式的碳 ,或在海洋中循环 ,或被转化为其它形式的碳参与生物代谢 ,或形成颗粒物被最终埋葬 ,或重新被释放进入大气 。
这极其复杂的过程是科学家们研究海洋碳循环必须面对的科学问题 ,同时也说明了海洋碳循环的研究任重而道远。海洋所吸收的 CO2 被真光层中的浮游植物通过光合作用所利用 ,最终转化为 POC 被固定下来。
最新的研究表明 ,全球海洋每年 POC 的输出通量为 (91 5 ±1) Gt[1 ],这可能使海洋在短期 (季度～几十年) 内对大气CO2 的调控有决定性的作用 。
海水中的 POC 在整个海洋碳循环及海洋生态系统中举足轻重 ,它不仅在一定程度上控制着海水中溶解有机碳(DOC) 、胶体有机碳(COC) 以及溶解无机碳(DIC) 的行为 ,而且还是生物摄食 -代谢中的主体 ,对海洋生态系统食物链结构影响巨大 ,所以 ,研究海洋中 POC 的生物地球化学机制意义重大。对海洋 POC 的研究已有近百年的历史 ,但对其行为机制的研究还是随着全球海洋通量联合研究 (J G OFS)的实施而开展的 ,目前 ,世界不同海域 POC 的数据时有报道[1～5 ],对其研究的深度也明显增加 ,为进一步深入开展这方面的研究 ,本文从海水 POC 的分布、来源、组成 ,POC 与生物作用过程的关系 ,尤其是与生物泵过程的关系 ,以及 POC 与营养盐的耦合作用等方面阐述了海洋 POC 生物地球化学研究进展。92327 期张乃星 等 :海水颗粒有机碳(POC) 变化的生物地球化学机制
1 海水中 POC 的地球化学特征11 1 POC 的分布特征海洋中 POC 无论是水平方向上或是垂直方向上的分布都是一个极其复杂的过程。
它们的含量分布受各种物理、化学和生物过程的影响 ,如陆地径流、沿岸上升流、光照、营养盐及生物活动等。一般而言 ,POC 的水平分布与营养盐的水平分布相似 ,呈现湾内高于湾外 ,近岸高于远海的分布特征 ,并[2 ,3]。
在南极普里兹湾 ,湾内平均含量 5271 14 μg L[4]。
Gundersen 等调查阿拉伯海 POC 和叶绿素的分布发现 ,在水深较浅的近岸陆架区 ,- 1,随着向远海的延伸 ,POC 含量逐渐下降到 4～7 μg L且有着明显的季节变化- 1,湾外平均为 1711 72 μg L- 1,湾内POC 含量远远大于湾外表层海水中 POC 含量为 10～12 μg L- 1 [5]。
造成这种分布现象的主要原因是在近岸及海湾 ,POC 主要受陆地和海区生物活动所控制。
河流及沙尘携带大量的陆源POC 及营养盐到近海和沿岸上升流将底部营养盐带至上层水域 ,极大的促进了近岸浮游植物的初级生产和浮游动物的次级生产 ,从而导致水体中 POC 的大量增加 。由于受初级生产力 、浮游动物量以及沉积物再悬浮、陆源输入等的影响 ,不同海区 POC 的含量各不相同 ,- 1。
对比各海区 POC 浓度发现 ,在受陆源输入影响较大的 Chesapeake 湾和受上升流范围在几十到几百个μg L影响的秘鲁海域 ,POC 的浓度较高 ,而在低营养盐含量低生物量的墨西哥湾和黑潮水域 POC 的含量较低[6]。表 1 不同海域海水中 POC 的含量Table 1 POC concentrations in seawaters(μg L- 1)(表 1)海区Studyregion台湾海峡TaiwanStraitChesapeakebay南印度洋(表层) SouthIndian (surface)黑潮区Kuroshioregion秘鲁海流区Peru currentregion北大西洋NorthAtlanticMiddleAtlanticBight墨西哥湾Mexico gulf地中海西部West Mediterr2anean含量 Content120 ±91812 ±63618 ±16460～80250～12580～13041 8～10812～6048～960垂直分布上 ,在近岸浅海水域 ,由于上下水体混合均匀 ,水体中 POC 分布比较一致 ;在外海深水区 ,POC[3 ]。
在真光层 ,浮游植物通过光合作用生产了 大量的 POC ,在 POC 向则一般呈现出由上往下逐渐降低的趋势下沉降过程中 ,随着深度的增加 ,其不断地被浮游动物摄食和微生物分解[7]。
在我国南海北部 1000～3350m ,南海中部 1200～3700m的中下水层 ,POC 通量大约比上层减少了 50 %左右 ,而最终沉到底部并保存于沉积物[8]。
POC 在沉降过程中 ,随着其通量的逐渐下降 ,POC 中的 CΠN 比却不断增中的只占 POC 通量的 28 %和 15 %高。
Benjamin 等在热带太平洋东北部使用小的圆柱形沉积物捕捉器所获得的 POC 在不同深度的通量发现 ,在130m水层 ...
篇四：dicpocdoc是什么碳
填空题或选择题（15 分，判断题每题 1 分，其它空格 0.5 分）1、 海水中含量最高的元素是
H
和
O
。于 （除此之外，大于 1mg/kg 的元氯 素包括：氯 Cl>钠 钠 Na> 硫酸根> 镁> 钾> 钙>溴 溴 Br 、氟 F 、硼 B 、锶 Sr>）
碳酸氢根）
2、 开阔大洋表层水盐度通常在
亚热带海域
（赤道海域、亚热带海域、亚极地海域）出现极大值。
3、 在现场大气压为 101.325 kPa 时，一定温度和盐度的海水中，某一气体的饱和含量称为该温度、盐度下该气体的
溶解度
。
4、 在海-气界面气体交换的薄膜模型中，一般而言，风速越大，薄膜层厚度越 薄 薄
，海-气界面气体交换通量越
大
。
中 图中 P G ’ 为涡动的气相分压，P G 为 混合均匀的液相分压，两相之间由一个扩散层隔开，扩散为 层厚度为T ，这个厚度随表面扰动情况不同而变化，一般在5 ×10 -3 ~0.1cm 之间。如果P G ’>P G ，气体由气相进入液相，反之，气体逸出海面进入大气。
5、 在海-气界面气体交换的薄膜模型中，气体分子的海-气净扩散通量与该气体分子的分子扩散系数有关，一般而言，水体温度的增加，分子扩散系数越
大
；气体分子量越大，分子扩散系数越
小
。
6、 在全球海水碳储库中，
DIC
的储量最多，其下依次是
DOC
、
和
POC
。（从 DIC、DOC、POC、PIC 中选择）。
7、 假设某海水的 pH 值完全由其无机碳体系所控制，则温度升高时，pH 值 降 降低 低
；盐度增加时，pH 值 增加
；压力增加时，pH 值 降低
；Ca(Mg)CO 3沉淀形成时，pH 值 降低
。
8、 海洋硝化作用是指
在氧化性海水中，氨通过海洋细菌的作用被氧化成 NO2-， ，为 并进一步被氧化为 NO3- ；海洋反硝化作用是指 在溶解氧不饱和的海水中，将 一些异氧细菌将 NO3- 作为电子接受体以代分 谢有机物，从而将部分 NO3- 还原为 为 NO2- ，并进一步还原为 N2
。
9、 与陆源腐殖质相比，海源腐殖质的芳香组分浓度一般较 低
，氮、硫含量比较 高
， 13 C 比较
高
。
10、 分子式 C106(H2O)106(NH3)16PO4
通常被用于表征海洋中有机物的平均分子组成。
11、 在不考虑 N 2 的情况下，开阔大洋表层水的氮主要以
DON
形式存在，开阔大洋深层水的氮主要以 DIN
形式存在。（从 DIN、DON、PIN、PON 中选择）。
12、 海洋中的蛋白质是由一系列
氨基酸
通过
肽键
结合而成，活体生物体内的蛋白质含量高低通常可用
N
元素浓度来指示。
13、 判断题：利用 CTD 实测得某海水的盐度为 32.02315‰。（ × ）
14、 判断题：开阔大洋表层水中不含有难降解的 DOM。（ ×
）
一、
问答题（20 分）
1、 与硝酸盐和活性磷酸盐不同，开阔大洋硅酸盐的垂直分布并未在 1000m 左右水深处表现出极大值的特征，为什么？（6 分）
由于蛋白石的溶解相对于有机物的降解是一个比较缓慢的过程，因此溶解态硅酸盐的垂直在 分布没有像硝酸盐和活性磷酸盐一样在 1000m 水深附近产生极大值。
2、 为什么溶解态 Zn 在北太平洋深层水中的浓度高于北大西洋深层水，而溶解态Al 则相反。（6 分）
态 溶解态 Zn 为营养盐型痕量金属元素，它在上层水中被浮游生物所吸收，当生物死亡后，部分生源物质在上层水体再循环，另有部分通过颗粒沉降输送至中深层。当进入中深层水体的颗粒物发生再矿化作用时，它会重新回到水体中，由于深海热盐环流的流动路径为从北大西洋流向北太平洋，北太平洋深层水的年龄要老于北大西洋，故随着年龄的增长，积累态 的溶解态 Zn 越多，故北太平洋深层水中溶解态 Zn 浓度高于北大西洋。
Al 为清除型元素，它在大西洋表层具有较高的输入通量，且在深海水流动过程中不断地通过颗 粒物吸附从水体中清除、迁出，导致其在北太平洋深层水中的浓度低于北大西洋。
3、 试分析海水中 CaCO 3 的溶解、颗粒有机物的再矿化这两个过程对海水中的TCO 2 和 Alk 将分别产生什么样的影响。（8 分）
答案：CaCO 3 致 溶解导致 Alk 增加，TCO 2 增加。
颗粒物再矿化时，Alk 不变，TCO 2 增加。
二、
分析题（50 分）
1、 下图为一些气体在海水中溶解度随温度的变化情况，从中您可得到什么信息。（8 分）
（ （1 ）气体在海水中的溶解度一般随分子量的增加而增加； （ （2 ）气体在海水中的溶解度随温度的升高而降低。
2、 下图为北太平洋与北大西洋溶解氧的典型垂直分布图，请描述其分布特点，并解释成因。（8 分）
（ （1 ）500~1000m 存在溶解氧极小值；（2 ）深水中相对较高的溶解氧；（3 ）北太平洋深层水含 溶解氧明显低于北大西洋。中层溶解氧极小值是有机物氧化分解与富含 O 2 冷水的平流输送之间平衡的结果。在大西洋、太平洋和印度洋，表层至~900m 深度区间，南极中层水（AAIW）
）的入侵可明显看出。北大西洋深层水（NADW ）是高溶解氧海域，从 60 N 的表层~2000m洋 向南至南大西洋 3000m 均存在溶解氧极大值。这些 NADW 在向太平洋、印度洋的 北向输失 送过程中逐渐损失 O 2 。南极底层水的形成也导致了南大洋高的溶解氧。
3、 下图为北太平洋与北大西洋文石的垂直分布图，请描述其分布特征，并简单阐述其成因。（8 分）
约 大洋表层水对于文石是过饱和的，过饱和约 4 倍。随着深度的增加，文石的过饱和程度逐渐降低，直至其跨过1 深 的线。在太平洋水深 200-400m ，文石已成为不饱和。至深层海洋，文石在深海水中是不饱和的，其原因可能在于温度的降低、压力的升高及有机物的氧化等
所致。另外，太平洋水体文石的饱和程度小于大西洋。原因在于太平 洋深层水比大西洋深的 层水具有低的 CO 3 2- 的 离子浓度（即高的 CO 2 含量），换句话说，太平洋深层水更具腐蚀性。这是因为海洋环流与生物活动共同作用的结果：太平洋深层水年龄“老”于大西洋，因而的 它包含了更多由有机物再矿化所产生的 CO 2 低 ，从而降低 CO 3 2- 离子浓度。
4、 下图为北大西洋与北太平洋总碱度的垂直变化，请描述其分布特征，并简述其成因。（8 分）
的 太平洋表层水的 Alk 低于大西洋，而深层水的 Alk 高于大西洋。表层水的差异主要是因为大西洋由蒸发导致的高盐度，深层水的差异原因在于太平洋水年龄更老，其累积了更多由CaCO 3 的 溶解所释放的 CO 3 2- 。
。
5、 下图为南大洋表层水中硅酸盐与硝酸盐随纬度的变化情况，请比较二者的分布有何共同点与不同点，为什么？（8 分）
在 硅藻吸收上层水体的的硅酸盐是非常有效的，在 40 ~50 S 的海域，硝酸盐浓度较高，但硅
于 酸盐浓度仍接近于 0 ，说明这些海域硅酸盐浓度限制着浮游植物的生长。在 55 S 以南，硝酸盐浓度和硅酸盐浓度均比较高，这是因为存在亚极地上升流和生物吸收速率低所共同形如 成的，这些海域浮游植物的生长被认为受光、低温度及痕量营养盐如 Fe 等所限制。
6、 下表为用沉积物捕集器于北太平洋环流区不同深度得到的颗粒物各组分百分含量的垂直变化，试用图形与简单文字描述出各组分的垂直变化特征，并计算出各层位有机物的 C/N 比，简单阐述 C/N 比垂直变化的产生原因。（10 分）
深度（m）
碳酸盐 有机物 OC N （%总重量）
（%有机组分）
378 35.1 59.5 52.3 6.8 978 72.1 16.2 45.1 5.7 2778 68.4 14.0 45.4 4.9 4280 71.6 10.7 48.9 5.3 5582 61.4 13.5 44.3 5.4
随着深度的增加，有机物、OC 、N 由 组分的含量均有所降低，而碳酸盐含量由 378m-978m有所增加外，随深度变化不大。原因在于有机物的降解导致了有机物、OC 、N 组分的含量度 的降低，而碳酸盐的溶解速率要慢于有机物的降解，因此其随深度变化较小。各深度 C/N比分别为：378 m: 8.97; 978m: 9.23; 2778m: 10.81; 4280m: 10.76; 5582m: 9.57 。其垂直分布至 显示随深度增加而增加，至 2778m 后相对稳定。原因在于颗粒有机氮组分的降解速率快于有机碳组分。
三、
计算题（15 分）
1、 假设某组分仅由河流输入海洋，其在河水中的平均浓度为 2 mg/L，在开阔海洋混合层与深层水中的浓度分别为 4 mg/L 和 16 mg/L，试计算该组分从混合层中以颗粒沉降迁出的份额及其在海洋中的平均停留时间（已知混合层与河水的体积比为 30；海洋水体周转一次的时间为 1000 a）。（9 分）
知 已知 C r =2 mg/L, C s =4 mg/L; C d =16 mg/L; 30VVrivermix； ；T mix =1000 a ，由：riverdeepriversurfaceCC30 1CC301 g 得组分从混合层中以颗粒沉降迁出的份额（g ）为：g=0.75. （ 由混合层颗粒物迁出进入深层箱子的元素最终埋藏于沉积物的份额（f ）为：)CCCC(VV11friversurfaceriverdeeprivermix = 0.0055 该组分在海水中的停留时间为：1000/ （fg ）= 2.42 ×10 5
a
2 、 假设开阔大洋与沿岸海域浮游植物的 Fe:C 原子比分别为 1:33000 和 1:3300，已知全球海洋的初级生产力为 2.6×10 15
molC/a，沿岸海域单位面积的初级生产力是开阔大洋单位面积初级生产力的 4 倍，且沿岸海域面积是开阔大洋面积的 1/9，试计算沿岸海域与开阔大洋浮游植物每年吸收的 Fe 量。（6 分）
沿岸海域初级生产力 = 0.8×10 15
molC/a ； 开阔大洋初级生产力 = 1.8×10 15
molC/a 的 沿岸海域浮游植物吸收的 Fe = 242×10 9
molFe/a 故的 开阔大洋浮游植物吸收的 Fe = 55×10 9
molFe/a
一、填空题 1. 海水中无机碳的主要存在形式是__CO 2 __、__H 2 CO 3 __ 、 __HCO 3 __ - 和__CO 3 2- __。
2. 海水中的三种主要溶解气体是__ 二氧化碳 CO 2 __ 、__ 氮气 N 2 __ 、__ 氧气 O 2 __。
3. 海水中溶解气体的主要来源有：__ 大气__、__ 海地火山活动以 及海底本身发生的化学过程 程__、__ 海洋中生物活动（特别是光合作用、有机物分解）__和__ 放射性蜕变__。
4. 海洋沉积物中有不同的来源，包括__ 陆地__、__ 海底__、__ 海洋水体__、__ 宇宙（地外物质）__。
【细分则为：大气、生物的残骸和介壳、可分解的有机物、海岸的侵蚀、河流、冰筏碎屑（IRD ）、自生沉积】
5. 根据海水中气体的性质不同，可分为_____ 非保守气体（或活性气体）___________，即_____ 保守气体（或非活性气体）___________。
6. 物质从大陆转移到海洋的三个主要自然途径__ 风、河流 和冰川______________。
7. 海水中悬浮物的沉降速度与颗粒物的___ 粒径_____、____ 形状____、___ 密度_____等有着密切的关系。
8. 深入 3000 米的深层水中，δ 14 C 的纬度变化为：大西洋由北向南__ 减小______，说明北大西洋深层水在向南移动时__ 逐渐老化______；印度洋、太平洋深层水__ 从南向北______逐渐老化。世界大洋中最“年轻”的是___ 北大西洋_____，最“老”的是__ 北太平洋___，达 2000 虽左右，也就是所谓的__ 千岁海水__。
【第七章内容】
9. 海水中有机物的特点：（1）__ 含量低______（2）___ 组成复杂_____（3）___ 在海洋空间分布不均匀_____（4）___ 容易形成金属- 有机络合物__。
【还有：酸碱性质、胶体性质】
10. 影响海洋生产力的因素：__ 光照强度和光合作用______、__ 营养盐___、___ 微量元素_____、___ 摄食作用_____、__ 水动力条件_、___ 温度_____。
11. 大洋中的 POC 大部分都是在海洋环境中自生的，主要包括：①____ 碎屑（粪粒、碎片等）的直接形成____②___ 细菌的吸附和凝聚_____③___ 有机分子的聚集_____④__ 在无机矿物颗粒上吸附___和___ 胶体絮凝____。
二、选择题 1. 目前科学家们比较认可的海水的年龄约为 45 亿年，海盆的年龄为：_ ②_。
【1.5~2.2 】
亿年】
①大于 45 亿年 ②1.5 亿年 ③2 千年 2. 海水中的硅是：__ ③______ ① 常量元素 ②微量元素 ③营养元素 3. 海水中停留时间最长的两个元素是：____ ①____ ① 氯、溴 ②氯、钠 ③溴、钠 4. 分析水平的提高，使海水中元素浓度从 5mg/m 3 更正到 20ng/ m 3 的元素是__ ②______。
① Ag ②Au ③Pb 5. 海水中浓度低于__ ②______的元素成为微量元素。
①1% ②1mg/dm 3
③1mg/m 3
三、名词解释 1. Marcet-Dittmar 恒比规律 【第三章 海水中的常量元素和盐度】
全世界所有的海水都含有同种种类的成分，这些成分之间具有非常接近恒定的比例关系，而这些水样之间只有含盐量总之不同的区别。
2. 微量活性气体 【第五章 海洋中的溶解气体】
的 海水中的 H 2 、 、CO、 、CH 4 、 、DMS （二甲基硫）等微量气体由生物或化学过程产生，一般称“微量活性气体”或“非保守气体”。这些气体虽然含量非常少，但在海洋科学研究中却具有非常重要的作用。
3. 富营养化 【第六章 海洋中的营 养盐】
富营养化是水体营养过剩的一种现象，在人为污染水域或自然水域均会发生。引起富营养化的物质主要是浮游生物增殖所必需的元素，有 C、N、P、S、Si、Mg、K 等 20 余种，其中 N、P 最为重要。
4. 新生氮 【第九章 海洋有机物和海洋生产力】
是 由真光层之外提供的氮为新生氮，主要是 NO 3— N，来自大气沉降或降水、陆源供应、上升流或梯度扩散以及氮气的生物固定等，由它支持的那部分生产力称为新生产力。
5. 自净作用 【第十二章 海洋资源与环境保护】
受到污染的各种水体，在水体本身和污染物自身的物理、化学和生物作用下，使水中污染物浓 度自然降低的过程。水体自净作用与时间、水域和水文条件、污染物性质、浓度以及排放方式等有关。
四、简答题 1. 给出 11 种海水主要成分存在形式。
【第三章 海水中的常量元素和盐度】
Na + 、 、Mg 2+ 、 、Ca 2+ 、 、K + 、 、Sr 2+ 等 等 5 种阳离子； Cl - 、 、SO 4 2- 、 、HCO 3 - 、 、CO 3 2- 、 、Br - 、 、F - 等 等 5 种阴离子； 的 以分子形式存在的 H 3 BO 3 。
。
2. 简述夏季 pH 值的昼夜变化规律。
【第四章 海洋 CO 2 -...
篇五：dicpocdoc是什么碳
球尺度来看全球共存在 岩石圈、海洋、大气、陆地生物圈、水生生物圈、化石燃料 6 个主要碳库。岩 石圈是第一大碳库海洋是仅次于岩石圈的第二大碳库表 1 。但是岩石圈的 碳主要以碳酸钙结晶的形式存在性质稳定只有极少一部分通过风化的作用 参与到地球化学循环中去 [6] 而海洋碳库中的碳主要以溶解无机碳的形式存在 化学性质活跃同时海洋碳库是大气碳库的 50 倍陆地生物圈碳库的 19 倍 化石燃料碳库的 9 倍因此海洋是全球第一大活跃碳库 [6] 。大气碳库虽然较小 却是调节全球气候的最关键因素。全球变暖的根源就是由于人类对石油、煤炭、 天然气等化石燃料的开发利用使本该被长期封存在岩石圈中的有机碳被转换 成 CO2 进入了大气圈 [2] 。通过海洋水气界面交换每年都有大量的 CO2 从大气圈 进入了海洋因此海洋对缓解全球气候变化做出了巨大贡献海洋碳循环是全 球碳循环过程中最关键的一个环节 [6,11,12] 。自上世纪末一系列针对海洋碳循环过程的大型国际科研计划国际地圈 与生物圈计划IGBP核心计划全球海洋通量联合研究JGOFS 、海岸带陆 海相互作用LOCIZ 、上层海洋与低层大气研究SOLAS 、全球海洋生态系 统动力学GLOBEC 、海洋生物地球化学和生态系统综合研究IMBER 相 继实施使人们对海洋碳循环过程有了一定的了解特别是 JGOFS 计划的完成 基本探明了全球海洋碳循环过程及海气界面碳通量使人们对海洋碳循环乃至 全球碳循环的了解上升到一个新的高度。
海洋碳循环过程主要是在“溶解度泵” 、 “碳酸盐泵” 、 “生物泵”的作用下 完成的。在这个三个泵的作用下实现了碳在海洋中的迁移和变化最终调节 了全球气候。
CO2 作为最主要的温室气体对全球气温的升高的 贡献度高达 70% [3] 。根据冰芯中的 CO2 历史记录大气中 CO2 浓度在过去 42 万 年以来是前所未有的并仍以每年 1.5—1.8ppmv 的速度上升 [4] 。全球碳循环过 程以及气候变化已经成为科学家们所共同关注的焦点问题之一。海洋碳循环 作为全球碳循环的一部分其作用极其重要每年约有 30%人类活动排放的 CO2 被海洋吸收 [5] 被海洋吸收的 CO2 经过一系列生物过程生物泵以及碳酸盐泵的 作用最终以有机物和 CaCO3 的形式沉降到洋底要经过很长的地质时间才能 重新进入大气。相比之下陆地森林碳汇对 CO2 扣押的时间尺度只有几十年
[6] 因此海洋碳循环对全球气候变化的调节更为重要。生物在海洋碳循环中起了非 常重要的作用碳在海洋中的迁移和转化几乎都有生物参与。特别是浮游植物 通过光合作用直接固定了大量的溶解无机碳DIC 如果浮游植物光合作用停 止大气中 CO2 浓度将会比当前高 150-200ppmv [6,7] 。生物作用还与人类的活动 密切相关人类活动引起的海洋生物种群、群落、生态系统结构的变化也会导 致海洋碳循环格局的改变 [8-10] 。因此生物在海洋碳循环中的作用成了科学家们 竞相研究的热点。与此同时大量 CO2 进入上层海洋造成了海洋酸化Marine Acidfication 也会改变生物生理活动和生态作用。生物对海洋酸化的响应机制 也将是未来研究的热点。
近海是海洋生产力最高的区域同时还是受人类活动影响最强烈的区域 在近海还存在着大量的双壳贝类高密度养殖区。双壳贝类一方面可以通过滤食 活动摄食浮游植物等颗粒有机碳并将部分通过粪和假粪的形式沉降到海底 起到了类似生物泵的作用这对碳的长期封存具有积极作用另一方面又通过 钙化和呼吸活动释放 CO2同时通过钙化将海水中的碳转化为贝壳中的碳酸钙 1 年因此贝类对碳循环的作用机制非常复杂。目前 已有大量关于贝类生物沉积作用的报导但对呼吸和钙化的研究较少。同时目 前尚无对养殖活动对碳循环贡献的研究。因此本文初步研究了温盐、pH 等环境 变化对贝类钙化和呼吸的影响以及未来酸化对钙化和呼吸的影响模拟了不 同养殖方式对碳循环的影响并初步估算了养殖活动在特定海域对碳循环的影 响。
1.1.1 溶解度泵 CO2 易溶于水溶于水后与水发生各种化学反应 [13,14] 4 栉孔扇贝对近海碳循环生理活动的影响 因此 CO2 进入海洋主要以 DIC 形式存在其中以 3 HCO ? 的含量最高约占总量的 90%其次为 2 3 CO ? 约占 9%CO2aq和 H2CO3 不到 1% [15] 。海洋—大气界 面通常存在一个 CO2 浓度梯度在大气和洋流的综合作用下界面上进行着大
量 CO2 交换。CO2 从大气中溶入海水的过程称为“溶解度泵” 。据估算全球每年 排入大气中的 CO2 以碳计约为 5.5Gt通过海气交换净吸收的 CO2 约为 2Gt占 总排放量的 36% [5] 。在千年的时间尺度上海洋通过海气交换调节了大气中的 CO2 浓度进而调节了全球的气候变化在海洋碳循环过程中作用极其重要。
海—气界面 CO2 交换速度通常用单位时间单位面积的 CO2 通量来表示称为 海—气界面 CO2 通量。海—气界面 CO2 通量受多种理化和环境条件综合作用影 响除受表层海水的温度和盐度影响外还受海水表面的风速影响。最常用的 计算海—气界面 CO2 通量的公式为 [17] s 2 F =ka ΔpCO 其中 F 为海—气界面 CO2 通量k 为扩散常数是与风速、温度、盐度相关的函 数为海水中 CO s a 2 的溶解度系数是于温度和盐度相关的函数目前研究对 于较多使用 Weiss s a [18] 的推导公式 )] 100 K) 0.0050578( 100 KS [0.0271660.025888( ) 100 K) 22.2940ln( K 100l na58.093190.5069( 2 s ?+ =?++×+ 5 第一章海洋碳循环的生物过程 2 Δ pCO 为海—气界面 CO2 分压差。
海—气界面 CO2 通量还受热盐环流、洋流以及纬度和季节变化影响。由于 海水中 CO2 溶解度与温度负相关所以 CO2 在高纬度地区由于水温低所以溶解度 高在低纬度地区由于水温高所以溶解度低。这导致了高纬度冷水吸收了大量 CO2并通过下降流将其带到洋底富含 CO2 海水通过底层洋流输送到赤道附近 以上升流将其带到海面由于温度上升CO2 溶解度下降大量 CO2 从海水释放。
每年大约有 40Gt CO2 在高纬度海水被吸收而在低纬度释放 [5] 。但从整体来看 海洋对大气是一个净吸收的过程[19]每年约有 2Gt CO2 被海洋吸收[5]Fasham et al.,2001 。
1.1.2 生物泵 溶解度泵只是实现了 CO2 从大气碳库向海洋碳库的迁移存在很强的时空 异质性。进入海洋的 CO2 最终实现封存并脱离地球化学循环需要通过生物泵的 作用。首先进入海洋的 CO2 被浮游植物和光合细菌通过光合作用固定转变为 有机碳从而进入海洋生态系统碳在海洋生态系统食物网中经过层层摄食最终 以生物碎屑的形式输送到海底从而实现了碳的封存封存的碳在几万甚至上 百万年时间内不会再进入地球化学循环这一过程被称为生物泵。生物泵将海 洋表面的无机碳转化为有机碳并将其中一部通过垂直输送到洋底沉积物中 最终实现了海洋对碳的长时间封存。也正是由于生物泵垂直输送机制的存在 实现了海洋对 CO2 的调节 [20] 。生物泵被认为是海洋碳循环的关键控制过程[19]。
生物泵输送碳的形式是有机碳因此生物泵实际上是有机碳泵。输送有机碳主 要以颗粒有机碳POC和溶解有机碳DOC两种形式存在其中 POC 约占 输送有机碳的 80%DOC 占 20% [21-23] 。
生物泵是海洋碳循环中 3 个泵最复杂的一个图 1 首先浮游植物和好氧 光合细菌通过光合作用固定无机碳每年大约有 45Gt [5] 的碳被固定转化为有机 碳。固定的碳被浮游动物所摄食成为次级生产力然后部分被更高营养级生物 所摄食部分通过呼吸和死亡分解再次变成无机碳返回环境部分被垂直输送 6 栉孔扇贝对近海碳循环生理活动的影响 到海底。其中每年有 35Gt 有机碳通过生物异养呼吸的途径变成 DIC这部分碳 占海洋表面光合作用所固定碳的 80%左右。真光层异养细菌是这个过程的主要 贡献者据估计大约 50%—90%的呼吸作用是由异养细菌来完成的 [24] 。甚至 在某些海区细菌的呼吸作用要强于该地区的初级生产力[25-27]。未被呼吸作 用氧化的有机碳以生物碎屑和排泄物POC以及 DOC 的形式向弱光层、深海 无光层输送每年大约有 10Gt 有机碳最终进入深海 [5] 但其中绝大部分经过再
矿化再次成为 DIC,最终能够进入洋底沉积物的不足 5% [5,24] 。
有机碳在弱光层、深海的氧化分解还为上层海洋提供了新生产力据调查 深海溶解有机物降解的 CNP 的元素比为 199201要大于 Redfield 比106 161 这就意味着当有机物降解时将会有大量的 N、P 以新生产力的形式重新 进入上层海洋[23]从来促进了上层海洋的初级生产。生物泵的过程相当复杂 碳在向洋底输送的过程中还会发生各种赋存形态的迁移更加加剧了其复杂性。
另外生物泵还影响了溶解度泵。溶解度泵虽然使大气中 CO2 进入了海洋 但前提条件是大气 CO2 分压要大于海洋表层 CO2 分压生物泵光合作用对海洋表 面 DIC 的利用降低了海水 CO2 分压使海气界面 CO2 分压梯度持续存在着。如 果没有生物泵的作用海洋—大气界面 CO2 浓度最终将达到平衡大气与海洋 间的 CO2 交换将停止。在生物作用的驱动下在海洋表层和深海形成了大约为 220μ mol ?kg?1 的 DIC 浓度梯度[28]大约有 2500Gt 碳位于这个梯度上是大气碳 库的 3.5 倍 [9] 。因此生物泵对 DIC 的运输有着深远影响海洋环境变化引起的 生物泵很小的变化都可能引起整个海洋碳循环格局的变化。
生物泵极其复杂人类对海洋碳循环中的生物过程仍存在大量未知特别 是真光层以下生物以及微生物的作用近年来的研究也特别关注了海洋微生物 的作用。Kolber et al [29] 研究发现真光层的好氧光合细菌的初级生产力贡献至少 占据了总生产力的 11%。好氧光合细菌是一个非常特殊的类群它的粒径远小 于浮游植物它的营养方式也很特殊它在有机碳丰富的条件下可以代谢有机 碳营异养生活在有机碳匮乏的情况下可以进行光合作用营自养生活。好氧 光合细菌的发现改变了人类对海洋初级生产过程的认识它对海洋有机碳和无 机碳的循环起了非常重要的作用但在过去一直是被忽视的。生物过程是海洋 碳循环过程中相当重要的环节国际上正在进行的海洋碳循环模式的互校工作 7 第一章海洋碳循环的生物过程 第三期计划OCMIP-3也特别强调了海洋生物的作用 [19] 。
图 1.1 海洋生物泵引自陈泮勤 2004 Fig 1.1Marine biological pump 1.1.3 碳酸盐泵 JGOFS 基本上描述了海洋碳循环在溶解度泵和生物泵作用下的过程图 2 但是没有描述碳酸盐泵的过程。碳酸盐泵跟生物泵一样也是由海洋生物的生 命活动驱动的但其本质是无机碳泵它驱动了碳以碳酸钙结晶的形式向海底 输送同时还将海水中部分 DIC 转化为返还到大气中去因此也被称为碳酸盐 反向泵[30]。部分海洋生物能够利用海水中的 Ca2+和_生成 CaCO 3 HCO 3主要以文 石和方解石晶体的形式存在的骨架和外壳[31-33],这个过程称为生物钙化
(Calcification)生物钙化活动就是碳酸盐泵的基础。在钙化的过程中发生了以 下的化学反应 8 栉孔扇贝对近海碳循环生理活动的影响 2+-? 3 3 2 Ca+2HCO CaCO+H O+CO 2 从上面的反应可以看出生物钙化利用了 2eqv._生成了 1eqv.CaCO 3 HCO 3 和 1eqv.CO2。钙化过程中_来自海洋无机碳库但生成的 CO 3 HCO 2 经过海水缓冲 后会有部分进入大气碳库据研究每沉淀 1eqv.的 CaCO3 同时会有 0.67eqv. 的 CO2 进入大气 [34,35] 因此有学者认为生物钙化是的 CO2 源。有学者甚至认为最 近一次冰河间期到工业革命之前大气中 CO2 浓度的上升可能是由海洋生物钙化 所引起的[34-36]。
颗石藻是海洋生物钙化的主要贡献者它同成礁珊瑚、有孔虫类主导了全 球碳酸盐的收支平衡[37]此外具壳软体动物和硬骨鱼类也是 CaCO3 生产者的 一部分据估算全球每年有 0.7—1.4Gt 的碳以新生成的 CaCO3 形式存在 [38] 。颗 石藻和有孔虫类死后所形成的 CaCO3 外壳迅速向洋底输送随着深度的增加 CaCO3 溶解反应逐渐加强表现为海水总碱度的增加图 3 。当到达某一深度 CaCO3 溶解的正向反应与逆向反应将达到平衡这深度称为补偿深度。在补偿 深度下溶解反应要大于结晶反应CaCO3 溶解占主导地位每年新生成的 45%—65%的 CaCO3 最终在补偿深度下被溶解只有 20%—30%左右输送到洋底 [37] 。
9 第一章海洋碳循环的生物过程 图 1.2 海洋碳循环过程引自陈泮勤 2004 Fig 1.2 The marine carbon cycle fluxes 最近 Wilson [38] 发现海洋硬骨鱼类也存在着 CaCO3 生产机制由于硬骨鱼的 渗透调节机制需要不断饮入含有大量含 Ca 2+ 和 Mg 2+ 的海水保持体内水盐平衡 而 Ca 2+
和 Mg 2+ 极易形成肾结石为了避免形成肾结石对身体产生不良影响硬 骨鱼在肠道内形成了大量富含 Mg 2+ 的 CaCO3 结晶。此...
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