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1、海洋主要生源要素一、营养盐的构成海洋植物与动物生长所必需的元素所有生物 必需元素部分生物 必需元素少量生物 必需元素H、C、N、O、Na、Mg 、P、S、Cl、K、Mn、 Ca、Fe、Co、Zn、SeSi、V、Co、Mo、I、 B、F、Cr、Br、Ru、 SnLi、Al、Ni、 Sr、Ba 微量/痕量营养盐：Fe、Mn、Co、Zn、Se等 主要营养盐： N、P、Si；海洋初级生产过程和食物链的基础营养盐的构成二、营养盐循环含量与分布不均匀，存在明显的季节与区域变化一、海洋氮循环在气候变化中的作用第2节 氮的生物地球化学循环生物体重要 组成元素地球大气的初始氧化 Berman-Frank等, 2
2、003, Res. Microbiol冰期间冰期大气CO2变化变化 机制？共识：海洋的作用Sigman Culter等, EPSL, 2003）冰期海平面低 陆架区暴露于空气 间冰期累积的有机物风化侵蚀 增加海洋结合态氮储库 促进光合作用 吸收更多大气CO2假说二：海洋固氮作用机制（Falkowski, Nature, 1997; Broecker and Henderson, Paleooceanogr, 1998; Michaels等, Oceanography, 2001；Karl等, Biogeochemistry, 2002）冰期大气Fe沉降通量增加 海洋固氮作用增强 增加海洋结合态
3、氮 储库 激发生物生产力 有机碳输出通量增加 吸收更多大气CO2启示l 海洋氮储库变化可能是导致冰期间冰期海洋生物生产力和大气CO2变化的原因。l 了解海洋氮循环对于阐释海洋生态系功能和全球气候变化具有重要意义。l 氮循环一直是海洋科学经久不衰的热点研究领域。全球海洋氮收支平衡的估算海洋氮循环研究现状对各形态氮含量与分布有一定了解，对循环路径有定性认识，但有关氮循环关键过程的速率特征缺乏信息。二、氮的存在形态与储库价态分子式名称 +5NO3-硝酸盐 +4NO2二氧化氮 +3NO2-亚硝酸盐 +2NO一氧化氮 +1N2O氧化亚氮 0N2氮气 -1NH2OH羟胺 -2N2H4肼（联氨） -3NH3
4、氨气 NH4+铵盐 RNH2有机胺海洋氮储库储库氮储量（1015 gN）所占份额（%）海洋植物0.300.001 海洋动物0.170.0007 微生物0.020.00006 无生命的溶解有机物5302.3 无生命的颗粒有机物3-2400.01-0.1 氮气2200095.2 氮氧化物0.20.009 硝酸盐5702.5 亚硝酸盐0.50.002 铵盐70.03合计100各种形态氮的浓度形态开阔大洋 表层水开阔大洋 深层水沿岸海域海 水河口水体 泻湖水体（M）N2800115070011007001100NO3-0.23503003500.12.7NO2-0.1无机磷酸盐。l 溶解非活性磷（so
5、luble nonreactive P，SNP）：TDP - SRP。SNP与分析所用氧化/水解条件有关，包括有机磷、焦磷酸盐、无机磷聚合物，SNPDOP。磷存在形态：测定问题l TDP的测定：高强度紫外光/高温湿法氧化/二者结合将SNP转化为DIP，用磷钼蓝法测量。存在问题：无法定量转化。l 生物可利用磷（biologically available P，BAP）：包括无机磷酸盐和SNP中部分生物可利用的组分，尚没有常规测量方法。磷存在形态：测定问题三、海洋磷的收支状况l 天然总磷输入通量：（2.63.3）1011 molP/a；考虑人类活动影响：（7.415.6）1011 molP/a。l
6、 所输送总磷主要以颗粒态存在，大多在近海沉降迁出，进入海洋磷循环的主要是溶解态磷。 l 工业革命前进入海洋的总溶解态磷通量：（315）1010 molP/a。海洋磷来源：径流输入磷输入海洋的主要路径，河流磷主要来自陆地岩石和土壤的风化。l 大气沉降输入总磷通量：4.51010 molP/a，活性无机磷占25-30%。l 气溶胶磷的溶解度：受来源、颗粒大小、海表面气象条件、生物学状况等影响。l 大气输入海洋磷循环的通量：11010 molP/a（假设气溶胶磷溶解度为22%）。海洋磷来源：大气沉降l 火山喷发是区域性的，仅在有限时空尺度上产生影响。l 少量研究显示，对于区域海洋，火山活动输入的DI
7、P可能要远高于大气沉降输入的量（Resing, 1997）。海洋磷来源：火山活动l 磷从水体迁出的最重要途径：生物吸收、结合进入沉降颗粒有机物、埋藏于沉积物。l 磷的埋藏通量：（2.83.1）1011 molP/a 埋藏于海底（1000 m）的有机碳通量：3.31013 molC/a（Jahnke，1996），结合Redfield比（P/C=1:106）。海洋磷的迁出：有机质的埋藏l 磷结合进入CaCO3壳体：CaCO3-P埋藏通量估计为1.451010 molP/a（Froelich等，1982）。但此后通过洁净技术的研究发现，CaCO3结合的P浓度比报道值低10%以上（Palmer，198
8、5；Sherwood等，1993）。l 通过铁水合氧化物涂敷于贝壳表面，从而吸附到贝壳，由此迁出的磷通量为（4.05.3）1010 molP/a。海洋磷的迁出：黏土、铁水合氧化物的吸附与沉淀l 一直被视为重要迁出途径，但迁出通量难以确定。l 磷灰石的形成：进入海底的颗粒磷有90%被再矿化并释放至间隙水，随后沉淀形成。估计与微生物活动、Eh、pH等有关。l 自生磷矿物的普遍性：以往一直认为自生磷矿物仅在特定海域或地质时期形成，如上升流区。但最近在沿岸、非上升流区、开阔大洋均发现自生磷矿物。l 通量：81010 molP/a（Ruttenberg，1993；Filippelli和Delaney，1
9、996）。海洋磷的迁出：磷灰石的埋藏l 热液活动可能是海洋磷的净迁出而非净输入源：热液输入的大量还原性铁被氧化形成水合氧化物，清除海水中的溶解磷。l 迁出通量：0.41010 molP/a（Froelich等，1982）。海洋磷的迁出：热液作用海洋磷的收支状况 (1010 molP/a)热液作用： 0.4-0.65大气输入： 1河流输入： 3-15海洋储量 32,000磷灰石： 8Fe水合氧化物: 1.5-5.3有机质埋藏： 1.1-4.1海洋中P的停留时间五、海洋中磷的含量与分布活性磷酸盐（SRP）： l 全球海洋SRP平均浓度： 2.3 Ml 表层SRP随离岸距离增加而降低，最低浓度出现在
10、北太平洋和北大西洋l 1000m以深，SRP落于23 M，受热盐环流影响。l 沿岸海域有比较明显的季节变化三大洋SRP的典型垂直分布开阔大洋上层水体SRP的时间变化北太平洋亚热带海域真光层北太平洋亚热带海域初级生产力的时间变化l 增温，水体层化加强，深层水提供至真光层的营养盐减少l 生物群落结构发生变化，固氮作用加强，初级生产力升高 ，生物生长的限制性营养盐由氮向磷转化。 溶解非活性磷酸盐（SNP ）l 表层水SNP：0.3 M。l 沉降颗粒物的C:P比大多为106-117：1，与新鲜有机物和Redfield比值接近，说明其中的P绝大多数与海洋有机物相结合。l 高颗粒磷经常出现在高生产力的沿岸
11、或上层水体。一、硅循环的重要性l 对浮游生物种类组成的影响：若硅酸盐比现在低100倍，生产力可能维持同样水平，但很少有硅藻和放射虫，碳输出也会发生变化。第4节 硅的生物地球化学循环l SiO2：石英、玻璃、蛋白石（Opal）l 硅酸盐矿物：长石（(Na, K)AlSi3O8 、CaAl2Si2O8）、黏土矿物（Al2Si2O5(OH)4）含硅矿物二、海水中硅的存在形态与储库25C，0.6 M NaCl溶液：pH=8.1：溶解态硅的主要存在形态三、海洋硅循环溶解态硅的收支平衡状况（1014 gSiO2/a）输入迁出河流输送溶解态硅4.3蛋白石的埋藏10.4海底热液作用0.9河口区的无机吸附0.4
12、沉积物间隙水向上扩散5.7合计10.910.8海洋硅循环路径蛋白石（Opal）的产生l 生物与非生物过程均可通过硅酸盐分子的聚合产生无定形固体，称为蛋白石（Opal）。l 非生物沉淀过程仅在区域海域比较重要，如溶解态硅酸盐含量很高的沉积物间隙水和河口区。l 硅也会以结晶的形式如石英存在。蛋白石：SiO2xH2O , x=2 石英：SiO2l 由隶属浮游植物的硅藻和硅质鞭毛虫，以及隶属原生动物的放射虫产生；一些海绵动物有少量贡献。l 沉积物的硅质外壳形状 多样，直径一般小于100 m。生源硅的来源放射虫外壳硅藻外壳l 硅藻种类超过 10000种，其无机组分60%为SiO2，硅藻干重50%为SiO
13、2，该比例与硅藻种类有关。l 有关硅藻如何吸收硅酸盐并产生蛋白石的机制了解很少。有研究显示，蛋白质参与了细胞原生质膜对Si的吸收。生源硅的来源l 硅藻如果生长在硅酸盐缺乏的介质中，细胞将缺乏硅，他们仍可以活几个星期，即使在黑暗中也会吸收加入的Si。如果将硅缺乏细胞光照，光合作用一段很短的时间后它们将很快死亡。l 硅藻中的硅在他们活着的时候是不溶的，但他们死亡后将很快溶解。生源硅的来源l 硅藻生产力受溶解态硅酸盐影响，硅酸盐高的海域，硅藻通常是优势种。l 溶解态硅酸盐含量在风生上升流区比较高。硅酸盐的生物吸收海洋风生上升流硅藻吸收硅酸盐很有效l 生物死亡后，硅质外壳与其它生源颗粒一起向下沉降，其
14、中部分在深海中被再矿化。l 与碳酸钙不同，所有的海水对于蛋白石来说都是不饱和的，因此，所有的硅质外壳在沉降至海底期间都倾向于溶解。但其溶解速率很慢，最终仍有一部分被埋藏于沉积物中。蛋白石的沉降迁出大洋沉降颗粒物化学组成的变化大西洋2S太平洋15N0.4 km1.0 km 3.8 km 5.1 km0.4 km1.0 km 2.8 km 4.3 km 5.6 km质量百分数（%）粘土716253123234CaCO3635557493572687261SiO210129939151521有机质201710116016141114通量（mol/m2/a）CaCO30.150.090.090.080
15、.0140.0190.0410.0420.024SiO20.0350.0310.0230.0230.0030.0160.0160.0150.014有机质0.210.120.050.050.1080.0170.0330.0270.020四、海水中活性硅酸盐的分布l 从大西洋热带海域表层水1 mol/kg变化至北太平洋深层水的210 mol/kg。l 受河流、海底沉积物影响明显的近岸海域，活性硅酸盐浓度比较高。全球海洋表层水活性硅酸盐的分布 活性硅酸盐的垂直分布 硅酸盐与溶解态Zn的分布五、沉积物中生源硅的分布 水柱中生源硅的沉降通量 沉积物生源硅的保存程度 其它颗粒物的相对累积速率水柱中生源硅的
16、沉降通量 海洋生物产生生源硅的速率 硅质外壳到达海底所需要的时间 水体中硅质外壳的溶解速率硅质外壳溶解速率的影响因素l 硅质外壳的类型。l 水体相对于蛋白石的不饱和程度。l 蛋白石经常被所吸附的有机物覆盖，有助于壳体与海水的分离，降低壳体的溶解速率。l 当金属离子存在时，蛋白石溶解速率降低，因为它们降低了硅的溶解度。l 与沉积速率有关，沉积速率越快，蛋白石与海水的接触越快被分离，有利于蛋白石的保存。l 如果蛋白石是与其他颗粒一同被埋藏的话，沉积物中蛋白石的相对含量将被稀释，这就是为什么高SiO2含量没有出现在沉积速率高的沿岸上升流和大陆架海域的原因。 沉积物中蛋白石的保存沉积物中生源硅的保存程度 蛋白石从水体沉降的速率 ：Ropal 沉积物中蛋白石的埋藏速率：Aopal 沉积物非蛋白石颗粒物的埋藏速率：Aother 沉积物中蛋白石的溶解速率：
