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    溶解氮不僅在海洋表面而且在任何深度上都是飽和的。但是溶解氧雖在海洋表面幾乎是飽和的，而在深層就很不飽和。要是在海中中沒有生物活動的話，那么氧就可能和氮一樣，在海中任何地方大概都處于飽和狀態(tài)。而且，氧的分布從水溫的角度來說正好和現(xiàn)在分布情況相反，無疑越是深處氧含量一定越大。

    但是，由于海洋中生物活動的影響，水中氧的含量不僅由大氣－海洋間氣體的交換以及水的運動所控制，而且也由光合作用、呼吸、有機物氧化等所控制。作為這些變化之間動態(tài)平衡的結(jié)果，表層中的氧處于飽和狀態(tài)、近乎飽和狀態(tài)或過飽和狀態(tài)，而另一方面，在真光帶以下的深層，氧主要因生物遺體的氧化而被消耗。要是水溫低，這種消耗的速度就相應(yīng)慢一些。深層水中的含氧量由下列條件所控制，即隨著表層水和深層水水體之間的交換，同時緩慢地進行氧交換。
    三宅和猿橋（196b）想用下述模式來說明海洋中氧含量的分布。
    把海洋極為簡單地分成兩部分：深度到100米左右的表層（混合層）和深層（3900米）。這兩層間水的交換在穩(wěn)定狀態(tài)下為：

K₁W₁=K₂W₂          (2.8)

    K₁和K₂分別為水從表層向深層和從深層向表層的移動速度常數(shù)。K₁和K₂的倒數(shù)分別為海水在表層和深層中的平均停留時間，這在以上章節(jié)已敘述過了。式中W₁和W₂為水量，單位以升／米²來表示。在深層溶解氧含量隨時間的變化可用下式來表示：

∂O₂／∂t=K₁W₁C₁-K₂W₂C₂          (2.9)

    式中C₁和C₂分別為表層和深層氧的平均濃度（毫升／升，標準溫度、壓力），f₂是有機物在深層的氧化速度（克分子／米²·年）。
    在穩(wěn)定狀態(tài)下為：

K₁W₁C₁＝K₂W₂C₂＋f₂                  (2.10)

    式中，因為K₁W₁和K₂W₂相等，所以f₂為正，C₁應(yīng)大于C_2。

    初級生產(chǎn)量的平均值取80克碳／米²·年，一年期間在深層氧化而得到二氧化碳暫且假定為30克、40克和50克／米²。換句活說，這意味著在深層因氧化而消耗的氧各為2．5、3．3和4．2克分子／米²·年。
    水溫為20°C時，表面水的氧飽飽和量是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，表層水平均停留時間取為5年，就能求出對應(yīng)于不同f₂值的氧在深層的平均含量C₂（表2．9）。

表2．9  深層水中的氧含量（C₂）的計算

    深層水的平均水溫是3～4°C，在該水溫下，氧的飽和量是7．5毫升／升。因此，把C₂的計算值換算到飽和度則為12－37％，這和實際測定值相當一致。由此可知，對于τ₁為5年，f₂的值不會大于60克碳／米²·年。反過來說，對應(yīng)于40克碳／米²·年的f₂，τ₁的值不會比8年更長。

    此外，表層中氧含量隨時間的變化可用下式表示：

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

    上式中的E是氧從大氣中進入海洋的速度，其單位用克分子／米²·年來表示，P是由光合作用產(chǎn)生氧的速度，f₁是在呼吸及有機物氧化中消耗氧的速度。在穩(wěn)定狀態(tài)下，來自大氣的氧的侵入速度E為：

E=K₁W₁C₁-K₂W₂C₂-P+f₁

    從方程式（2．2）以及月f₁＋f₂＝P的條件出發(fā)，在穩(wěn)定狀態(tài)下，來自大氣中氧的侵入速度應(yīng)為零。但是，因在有機物中除碳以外氮和磷等也參與氧化反應(yīng)，所以P和f₁＋f₂相比約小10％。而且，實際上就造成了氧從大氣侵入海洋表層水的可能性。初級生產(chǎn)量取為80克碳／米²·年時，氧的侵入量就該是0．7克分子／米²·年左右。而且因為有P＜f₁＋f₂的條件，即便是表層水，氧反倒是常常朝向不飽和的方向發(fā)展。
    實際上因為隨海域不同而偏離穩(wěn)定狀態(tài)，所以大氣中氧的分壓和海水中氧的分壓之間產(chǎn)生了差值，氧就能出入海水。此外，在冰冷的海域，從春到夏，因光合作用急劇增加，氧往往形成過他和。然而，氧的飽和、不飽和實際上僅僅在空氣和海水的界面上才具有物理意義。警如，在從表面算起數(shù)米深處，即使氧變成了過飽和，但因和水壓成比例而溶解度增加（亨利定律）所以在海中并不發(fā)生氣泡（三宅，1951）。