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溶解氧在海洋深层为何不饱和?


实验室k / 2018-07-02

    溶解氮不仅在海洋表面而且在任何深度上都是饱和的。但是溶解氧虽在海洋表面几乎是饱和的,而在深层就很不饱和。要是在海中中没有生物活动的话,那么氧就可能和氮一样,在海中任何地方大概都处于饱和状态。而且,氧的分布从水温的角度来说正好和现在分布情况相反,无疑越是深处氧含量一定越大。

    但是,由于海洋中生物活动的影响,水中氧的含量不仅由大气-海洋间气体的交换以及水的运动所控制,而且也由光合作用、呼吸、有机物氧化等所控制。作为这些变化之间动态平衡的结果,表层中的氧处于饱和状态、近乎饱和状态或过饱和状态,而另一方面,在真光带以下的深层,氧主要因生物遗体的氧化而被消耗。要是水温低,这种消耗的速度就相应慢一些。深层水中的含氧量由下列条件所控制,即随着表层水和深层水水体之间的交换,同时缓慢地进行氧交换。
    三宅和猿桥(196b)想用下述模式来说明海洋中氧含量的分布。
    把海洋极为简单地分成两部分:深度到100米左右的表层(混合层)和深层(3900米)。这两层间水的交换在稳定状态下为:

K1W1=K2W2          (2.8)

    K1和K2分别为水从表层向深层和从深层向表层的移动速度常数。K1和K2的倒数分别为海水在表层和深层中的平均停留时间,这在以上章节已叙述过了。式中W1和W2为水量,单位以升/米2来表示。在深层溶解氧含量随时间的变化可用下式来表示:

 

∂O2∂t=K1W1C1-K2W2C2          (2.9)

    式中C1和C2分别为表层和深层氧的平均浓度(毫升/升,标准温度、压力),f2是有机物在深层的氧化速度(克分子/米2·年)。
    在稳定状态下为:

K1W1C1=K2W2C2+f2                  (2.10)

    式中,因为K1W1和K2W2相等,所以f2为正,C1应大于C2。

    初级生产量的平均值取80克碳/米2·年,一年期间在深层氧化而得到二氧化碳暂且假定为30克、40克和50克/米2。换句活说,这意味着在深层因氧化而消耗的氧各为2.5、3.3和4.2克分子/米2·年。
    水温为20°C时,表面水的氧饱饱和量是5.5毫升/升(550升/米2或25克分子O2/米2)。以上述(2.8),(2.10)式,表层水平均停留时间取为5年,就能求出对应于不同f2值的氧在深层的平均含量C2(表2.9)。

表2.9  深层水中的氧含量(C2)的计算

C1 K1

f2

(克分子/米2·年)

C2

(毫升/升)   (饱和度(%))

5.5

1/5 2.5(30克碳/米2·年) 2.8              37
5.5 1/5 3.3(40克碳/米2·年) 1.8              25
5.5 1/5 4.2(50克碳/米2·年) 0.9              12

    深层水的平均水温是3~4°C,在该水温下,氧的饱和量是7.5毫升/升。因此,把C2的计算值换算到饱和度则为12-37%,这和实际测定值相当一致。由此可知,对于τ1为5年,f2的值不会大于60克碳/米2·年。反过来说,对应于40克碳/米2·年的f2,τ1的值不会比8年更长。

    此外,表层中氧含量随时间的变化可用下式表示:

∂O2∂t=-K1W1C1+K2W2C2+E+P-f1          (2.11)

    上式中的E是氧从大气中进入海洋的速度,其单位用克分子/米2·年来表示,P是由光合作用产生氧的速度,f1是在呼吸及有机物氧化中消耗氧的速度。在稳定状态下,来自大气的氧的侵入速度E为:

E=K1W1C1-K2W2C2-P+f1

    从方程式(2.2)以及月f1+f2=P的条件出发,在稳定状态下,来自大气中氧的侵入速度应为零。但是,因在有机物中除碳以外氮和磷等也参与氧化反应,所以P和f1+f2相比约小10%。而且,实际上就造成了氧从大气侵入海洋表层水的可能性。初级生产量取为80克碳/米2·年时,氧的侵入量就该是0.7克分子/米2·年左右。而且因为有P<f1+f2的条件,即便是表层水,氧反倒是常常朝向不饱和的方向发展。
    实际上因为随海域不同而偏离稳定状态,所以大气中氧的分压和海水中氧的分压之间产生了差值,氧就能出入海水。此外,在冰冷的海域,从春到夏,因光合作用急剧增加,氧往往形成过他和。然而,氧的饱和、不饱和实际上仅仅在空气和海水的界面上才具有物理意义。警如,在从表面算起数米深处,即使氧变成了过饱和,但因和水压成比例而溶解度增加(亨利定律)所以在海中并不发生气泡(三宅,1951)。


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