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印度洋、太平洋和大西洋中營養(yǎng)鹽含量的巨大差異
    海洋中的營養(yǎng)鹽即磷、硅、氮等，不論是在水平方向還是在鉛直方向上，其分布都很復(fù)雜。一般來說，營養(yǎng)鹽的濃度越往高緯度地區(qū)越變大，并且越往深層也變大。此外，印度洋、太平洋營養(yǎng)鹽濃度比大西洋高很多。
    在表2．3中列出了印度洋、太平洋和大西洋中磷的含量。由該表可知，以磷酸形式存在的無機磷平均含量，在印度洋、太平洋是2．5微克原子／升，而在大西洋只不過是1．7微克原子／升。氧飽和含量和溶解氧量之差一般稱為“表觀耗氧量”（A.O.U.）。浮游植物的化學(xué)組成中O:C:N:P的原子比是212:106:16:1，而“表觀耗氧量”看來是為了把具有上述原子比的有機化合物氧化為CO₂，NO^-₃，PO^3-₄等而被利用的量。

表2．3  印虎洋、太平洋和大西洋海水中的含磷量（微克原子／升）

    這種“氧化性”的物質(zhì)占據(jù)著海水中營養(yǎng)鹽含量中的一部分。認為氧化性以外的營養(yǎng)鹽不是原海水中的產(chǎn)物，將這些稱為既成性（ preformed）或保守性（ reserved）的營養(yǎng)鹽。
    如表2．3所示，印度洋、太平洋氧化性磷的含量較大西洋多數(shù)倍，而保守性的磷含量三大洋的值幾乎相等。
    海水中磷含量的主要部分是無機磷酸根離子，也有一部分為有機化合物。以前一般認為在深層海水中幾乎不含有機磷，但現(xiàn)已查明，從表層直至底層都存在著有機磷。無機磷和有機磷的總和稱之為總磷量。印度洋、太平洋和大西洋總磷量之比值為1.5。
    在表2．4中列出了印度洋、太平洋和大西洋海水中無機硅的含量。一般認為硅在海水中通常以硅酸根離子（SiO^4-₄的形態(tài)存在。由表可知，在印度洋、太平洋和大西洋海水中的含量比起磷來差別更大。無機硅在印度洋、太平洋實際含量有110微克原子／升之多，而大西洋只不過僅為它的1／3。此外，保守性硅的含量，在印度洋、太平洋和大西洋也非常不同，即前二者含量為70微克原子／升，而后者含量只不過20微克原子／升。

表2．4  印度洋、太平洋和大西洋的含硅量（微克原子／升）

    在印度洋、太平洋和大西洋營養(yǎng)鹽的含量有如此大的差異，以前在海洋化學(xué)上是一個謎。為了解開這個謎，三宅和猿橋（1966）首先考慮了這些營養(yǎng)鹽在海洋里的地球化學(xué)循環(huán)。

海洋中磷和硅的循環(huán)
    海洋里的營養(yǎng)元素中暫先由表2．5列出磷和硅的循環(huán)。即這些元素由無機物質(zhì)形態(tài)被生物攝取而轉(zhuǎn)變成有機物質(zhì)，然后再變?yōu)闊o機物質(zhì)。此外，營養(yǎng)元素既由河水帶入，也向海底沉積。姑且假定這些循環(huán)處于穩(wěn)定狀態(tài)。從無機物向有機物轉(zhuǎn)變稱為初級生物生產(chǎn)，其速度因海域而異，但在本文中，取迄今為止所測定的平均值，不論是印度洋、太平洋還是大西洋，有機物的生成速率以碳來計算為8毫克碳／厘米²·年。這就是海洋中底面積為一平方厘米的水柱中一年期間的初級生產(chǎn)量。從浮游植物的平均組成來看，相當(dāng)于8毫克碳／厘米²·年的磷和硅的初級生產(chǎn)量分別別為6微克原子／厘米²·年和180微克原子／厘米²·年。

表2．5  海洋的磷與硅的循環(huán)（微克原子／厘米²·年）

    磷和硅的沉積速度由海底沉積物中這些元素的平均含量和海底土層的平均沉積速度來計算。海底土層平均沉積速度，在印度洋、太平洋為2毫米／千年，而在大西洋則為10毫米／千年。
    從河流帶入的元素量等于河水中磷和硅的平均含量乘以河水的流量。河水向海洋的流量以一平方厘米海面為8毫升來計算。如在表2．4所見，河水帶入元素量和形成沉積消耗量相互抵銷，這表示海洋中磷和硅大致處于穩(wěn)定狀態(tài)。然而這些量和有機物生產(chǎn)量相比是很小的。也就是說在海洋內(nèi)磷和硅與生物的新陳代謝關(guān)系極大。把海洋作為一個整體來看，磷、硅一旦進入有機物，同量的磷、硅又轉(zhuǎn)變?yōu)闊o機物。有機物的生產(chǎn)和分解成無機物的速度，彼此應(yīng)該是相等的。
    在圖2．2中把海洋分成兩部分，在印度洋、太平洋和大西洋中，營養(yǎng)鹽的循環(huán)可用一個簡單的模式來描述。在該圖中A為營養(yǎng)元素的量，以微克原子／厘米²為單位表示，W為海水的量，單位為克／厘米²，C為營養(yǎng)元素在海中的濃度，用微克原子／升表示，L為來源于陸地的營養(yǎng)元素的流入率，D為這些營養(yǎng)元素向海底的沉積速度，L，D均以微克原子／厘米²·年為單位表示，p為營養(yǎng)元素的初級生產(chǎn)量，單位為微克原子／厘米²·年，f是真光帶內(nèi)營養(yǎng)元素從有機物再生為無機物的比例，稱為再生系數(shù)，一般再生系數(shù)為0．2～0．3。因此，p（1－f）是有機物形態(tài)的營養(yǎng)元素從表層過渡到深層并在深層變回?zé)o機形態(tài)的量。k為表層和深層之間物質(zhì)移動常數(shù)，單位以克／厘米²·年來表示。圖中字母注腳數(shù)字“2”表示表層，“1”表示深層，符號加“'”的表示在大西洋。

    在該模式中，作為一級近似僅僅考慮了鉛直方向上物質(zhì)的移動。就是說印度洋、太平洋和大西洋的水在水平方向上的混合地點是南極海，并在該處營養(yǎng)元素沿緯度的水平差異極小。因此，印度洋、太平洋和大西洋之間在水平方向上營養(yǎng)元素的出入幾乎處于平衡。
    且說，在這樣的模式中，假定營養(yǎng)元素在表層和深層間移動，而整體處于穩(wěn)定狀態(tài)，就有下式成立：

A₁=（K₂A₂+p（1-f）-D）/K₁              (2.1)

    此外，在A₁W₁和C₁或者A₂，W₂和C₂之間，分別有如下關(guān)系式：

K₁A₁=K₁W₁C₁                                  (2.2)
K₂A₂=K₂W₂C₂                                  (2.3)

    就水的鉛直移動而言，必須遵守質(zhì)量守恒定律，所以能得到下式：

K₁W₁=K₂W₂                                     (2.4)

    由上述方程式就能導(dǎo)出（2．5）式：

C₁－C₂＝[(1－f)PーD]/K₂W₂               (2.5)

    式中，C₁－C₂是深層水和表層水中營養(yǎng)元素濃度之差。前已敘及，一般來說C₁＞C₂（表2．3）。
    上述諸方程式是就印度洋、太平洋而導(dǎo)出的，但同樣也適用于大西洋。
    代入表2．3，2．4和2．5所列的數(shù)據(jù)等，就可計算出K₁和K₂。K₁，K₂的倒數(shù)T₁；T₂分別為印度洋、太平洋深層水和表層水的平均停留時間。同樣也能計算出大西洋的K^'₁，K^'₂或T^'₁，T^'₂。

    計算結(jié)果示于表2．6，由表可知，印度洋、太平洋表層水在表層的平均停留時間，由磷來計算為4－5年，而由硅計算得到的結(jié)果稍長一些為6－7年。另外，在大西洋中與此相對應(yīng)的值分別為3年及2．5年。這些表層水的平均停留時間和過去用其它方法測得的值大致相等?？梢哉f這些數(shù)據(jù)是可靠的。
    相對于這些表層的值，對于印度洋、太平洋，由磷計算出來的水在深層平均停留時間為160－200年，而由硅計算的值為230—270年。在大西洋由磷、硅計算得到的值分別為120—130年和90—100年。采用測定¹⁴C的方法所得到的深層水的平均停留時間是：在印度洋、太平洋為800年左右，而在大西洋則為300－500年左右，所以我們從營養(yǎng)鹽求得的值比起用¹⁴C測定所得的值來短得多。關(guān)于這一點，想在敘述到海洋中放射性碳問題時再作進一步討論。

表2．6  由營養(yǎng)元素循環(huán)計算的海洋表層和深層水的平均停留時間（年） 

    如前所述，從C₁比起C₂來大很多而且C^'₁比起C^'₂來也大很多，以及D比起p（1－f）來，不論是印度洋、太平洋還是大西洋都相當(dāng)小這兩個事實來看，海洋里營養(yǎng)元素的濃度是由生物的新陳代謝和水的移動交換速度兩個因素來決定的。因為不論是印度洋、太平洋還是大西洋在平均深度方面并無大的差異，而且生物代謝量也大致相等，所以結(jié)果是濃度和深層水交換速度的倒數(shù)即深層水的平均停留時間極為近似地成正比例：

C₁/C^'₁=T₁/T^'₁                                  (2.6)

    印度洋、太平洋和大西洋T的比值大致為2．5左右，但在深層磷的濃度比為1．5，硅的濃度比約為3，這和T的比值大體一致。以前，難難以理解印度洋、太平洋和大西洋中營養(yǎng)元素濃度的顯著差異，但是由這兩大洋中深層水平均停留時間的差能作某種程度的解釋。

海洋中無機營養(yǎng)元素的生物地球化學(xué)收支平衡
    海洋里營養(yǎng)元素的生物地球化學(xué)收支平衡可用下式表示：

L+B+E=D+P+S                              (2.7)

    式中，工是單位時間內(nèi)由河水流入海洋而運送的營養(yǎng)元素量，B是有機物分解再次成為無機物的量，E是從大氣進來的量，D是營養(yǎng)元素的沉積速度，在這種情況下，假定海底土的沉積速度為5毫米／千年來進行計算。P是無機物轉(zhuǎn)變?yōu)橛袡C物物的量，S是逃逸到大氣的量，P，S均以微克原子／厘米²·年為單位。就海洋整體而言，若在穩(wěn)定狀態(tài)下，（2．7）式的左邊和右邊全等。但是，考慮小的海域時，上式左邊和右邊就不ー定相等了。考慮大海域時，初級生產(chǎn)量P和有機物的分解量B可以認為相等，但是，例如在溫度低、日照充分，營養(yǎng)鹽豐富的海域，P就有可能比B大。

表2．7  整個海洋的營養(yǎng)元素循環(huán)（單位：微克原子／厘米²·年）

    把（2．7）式中各項的值在表2．7中以相應(yīng)于碳、硅、磷、氮的量來表示。由表2．7可知，就碳而言，大氣一海洋之間的出入率比起生物生產(chǎn)或分解率來大很多。其它元素都是生物的影響部分最大，而且P（或者B）的值超過存在于真光帶中營養(yǎng)元素的量。首先，初級生產(chǎn)量與真光帶有關(guān)系，而B不一定僅和真光帶有關(guān)，而且和更深層也有關(guān)。如前所述，在真光帶內(nèi)，無機物的再生產(chǎn)量不過0．2－0．3。這就是說，只要不由深層向真光帶供給營養(yǎng)鹽，那么有機物生產(chǎn)就不得不停止。此外，從表2．7也能理解，氮和硅也常成為有機物生產(chǎn)的控制因素。

關(guān)于生物活動指數(shù)
    這是為了表示海洋里各種元素受生物的影響或和生物的相互作用的程度如何而引進的一個指數(shù)（三宅、猿橋，1966）。生物活動指數(shù)β用下式定義：

    上式的函義如下：由生物的分解而再生產(chǎn)的無機元素的量（分解率），比起從外界流入海洋的流入量來越是大，其β值就越大，則表示該元素較多地受到生物的影響。此外，和存在于真光帶中無機營養(yǎng)元素的量相比，生物攝取量越大，則表示該元素也仍是較多地受生物影響。把這兩個因素合在一起，三宅、猿橋稱之為某元素的生物活動指數(shù)。在考慮到廣大海域的深層或甚至考慮海洋整體的情況下下，生物的分解率和生物的攝取率則是相等的。用表2．7的數(shù)據(jù)計算得到的β值列于表2．8。由此可知，營養(yǎng)元素中氮受生物的影響最大。碳因在真光帶中存在量比較大，所以在表2．8中所列的四個元素中其值最小。

表2．8  營養(yǎng)元素的生物活動指數(shù)（β）