海水中的营养元素

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海水中的营养元素
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在人类已经发现的100多种化学元素中,已有80多种在海水中被检出.海水中由N、P、Si等元素组成的某些盐类,是海洋植物生长必需的营养盐,通常称为“植物营养盐”(Floralnutrients)、“微量营养盐”(Micronutrients)或“生源要素”.此外,海水中痕量Fe,Mn,Cu,Zn,Mo,Co,B等元素,也与生物的生命过程密切相关,称为“痕量营养元素”.
由于各类营养元素在海水中含量很低,在海洋表层常常被海洋浮游植物大量消耗,甚至成为海洋初级生产力的限制因素,所以,又称它们为“生物制约元素”(thebiologicallimitingelemens).
下面主要讨论氮、磷和硅这些海洋植物营养盐在海洋中的存在形式、分布变化规律和循环.
4.4.1海洋中氮、磷、硅的主要存在形式
一、海洋中氮的主要存在形式
海洋中,氮以溶解氮(N2)、无机氮化合物、有机氮化合物等多种形式存在.
在各种形式的氮化合物中,能被海洋浮游植物直接利用的是溶解无机氮化合物(DissolvedInorganicNitrogen,DIN),包括硝酸盐、亚硝酸盐和铵盐.三者在海水中总量约为5.4×1017g.仅占海洋总氮量的2.4％.在大洋表层水中,它们的含量分别为(1～600)μg/dm3,(0.1～50)μg/dm3,(5～50)μg/dm3.
氮是构成海洋生物体内蛋白质、氨基酸的主要组分.据研究,海水中无机氮化合物被同化为植物细胞中的氨基酸,
此外,近年来的一些研究表明,还原浮游植物也会直接利用一部分溶解有机氮化合物(DissolvedOrganicNotrogen,DON),但是吸收量甚少.
二、海洋中磷的存在形式
海洋中的磷分无机和有机两种主要存在形式.
(一)海洋中的无机磷酸盐
海洋中的无机磷酸盐又有溶解态和颗粒态之分.
水溶液中溶解无机磷酸盐(DissolvedInorganicphosphorus,DIP)存在如下平衡：

在海水和纯水中,由于离子强度不同,在相同温度下,H3PO4的三级离解常数有显著差异,在25℃时,pK1在海水中为1.6,纯水中为2.2；pK2在海水中为6.1,纯水中为7.2；pK3在海水中为8.6,纯水中为12.3.H3PO4为弱三元酸,其各种形式在水溶液中的分布受pH值控制(图4—12).由图4—12可见,在海水(pH=8,S=33,t=20℃)中,约87％的DIP以


其中,两个或两个以上的磷酸根基团通过P—O—P键结合在一起,形成链状或环状结构.多磷酸盐仅占海水总磷含量的一小部分,它们能和多种金属阳离子形成溶解态络合物.
海洋中颗粒态无机磷酸盐(PIP)主要以磷酸盐矿物存在于海水悬浮物和海洋沉积物中.其中丰度最大的是磷灰石(apatite),约占地壳总磷量的95％以上,磷灰石是包括人在内的各种生物体的牙齿、骨骼、鳞片等器官的主要成分.磷灰石的通式为Ca10(PO4)6X2,其中X=F-,OH-,Cl-.分子中Ca的可能取代物为Na+,K+,Ag+,Sr2+,Mn2+,


(二)海洋中的有机磷化合物
海洋中颗粒有机磷化合物(POP)指生物有机体内、有机碎屑中所含的磷.前者主要存在于海洋生物细胞原生质,例如,遗传物质核酸(DNA、RNA)、高能化合物三磷酸腺苷(ATP)、细胞膜的磷脂等等.所有生物细胞中都含有有机磷化合物,所以,磷是生物生长不可替代的必需元素.在海洋生物体中,C/P原子比为(105～125)：1,而陆地植物由于没有含磷的结构部分,C/P原子比高得多,约为800∶1.
海水中还存在溶解有机磷化合物(DOP).在真光层内,DOP含量可能超过DIP.研究发现,某些不稳定的溶解有机磷化合物是海洋循环中十分活跃的组分.
三、海水中硅的存在形式
海水中硅主要以溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式存在.硅酸是一种多元弱酸,在水溶液中有下列平衡：


通过0.1～0.5μm微孔滤膜,并可用硅钼黄比色法测定的低聚合度溶解硅酸等称为“活性硅酸盐”,这部分硅酸盐易于被硅藻吸收.
硅酸脱水之后转化成为十分稳定的硅石(Silica,SiO2)：
H4SiO4→SiO2＋2H2O
硅是海洋植物,特别是海洋浮游植物硅藻(Diatom)类生长必需的营养盐,硅藻吸收蛋白石(Opal,SiO2·2H2O)用以构成自身的外壳.含硅海洋生物的残体沉降到海底后,形成硅质软泥,是深海沉积物的主要组分.
4.4.2海洋中硝酸盐、磷酸盐、硅酸盐的分布与变化
一、平面变化
受生物活动、大陆径流、水文状况、沉积作用、人为活动等各种因素的影响,海洋中微量营养盐的平面分布通常表现为沿岸、河口水域的含量高于大洋,太平洋、印度洋高于大西洋.开阔大洋中高纬度海域高于低纬度海域.但有时因生物活动和水文条件的变化,在同一纬度上,也会出现较大的差异.
以磷酸盐为例,在海洋浮游植物繁盛季节,沿岸、河口水域表层海水中含量可降到很低水平(0.1μmol/dm3).而在某些受人为活动影响显著的海区,当磷、氮等营养盐大量排入,并在水体中积累时,则可能造成水体污染,出现富营养化,甚至诱发赤潮(Redtidal).
大洋表层水中,DIP含量远低于沿岸区域,并且,不同区域的含量存在一定差异.在热带海洋表层水中,由于生物生产量大,DIP含量低,通常仅为0.1～0.2μmol/dm3,而北大西洋和印度洋表层水中DIP含量则可达2.0μmol/dm3.总的来说,大洋表层水中DIP分布比较均匀,变化范围一般不超过0.5～1.0μmol/dm3.
大洋深层水中,由北大西洋向南,经过非洲周围海域、印度洋东部到太平洋,DIP含量平稳地增加,最终富集于北太平洋深层水中.营养要素在大洋深层水中的这种分布,与大洋深水环流和海洋中营养要素的生物循环作用有关.起源于北大西洋的低温、高盐、寡营养的表层水在格陵兰附近海域沉降,形成北大西洋深层水(NADW),途经大西洋,进入印度洋,最后到达北太平洋.在深层水团这一运动过程中,不断地接受上层沉降颗粒物质分解释放的营养要素,故营养盐不断得以富集.图4—13是大洋2000m深处DIP的分布.由图可见,大洋2000m深处水中DIP含量由北大西洋1.2μmol/dm3逐渐升高到北太平洋的3.0μmol/dm3.不仅DIP如此,深层大洋水中,DIN和溶解硅也有类似的分布,当然不同元素的富集程度有所差异.对N和P来说,约富集2倍,而硅则富集5倍左右.这可能与海洋生物残体中含硅的硬壳组织比含N,P的软组织更快地从表层沉降到深层有关.
二、铅直分布
由图4—14可见,三种营养盐在大洋中铅直分布呈现类似的特点.
在大洋真光层,由于海洋浮游生物大量吸收营养盐,致使它们的含量都很低,有时甚至被消耗降低至分析零值.被生物摄取的N,P,Si等营养盐转化为生物颗粒有机物.生物新陈代谢过程的排泄物和死亡后的残体在向深层沉降的
过程中,由于微生物的矿化作用和氧化作用,有一部分重新转化为DIN、DIP和溶解硅酸盐,释放回水中.因而随深度的增大,其含量逐渐增大,并在某一深度达到最大值,此后不再随深度而变化.
当然,在各大洋中不同深度处,硝酸盐、磷酸盐和硅酸盐的含量有一定差异.对硝酸盐来说,表现为印度洋＞太平洋＞大西洋；磷酸盐为印度洋=太平洋＞大西洋；而硅酸盐则与前两者有较明显的不同,即太平洋和印度洋的深层水中含量比大西洋深层水高得多.
在河口、近岸地区,营养盐的铅直分布明显受生物活动、底质条件与水文状况的影响.若上下层水体交换良好,铅直含量差异较小,但是在某些水体交换不良的封闭或半封闭海区,上下层海水难以对流混合,在200米以下

加.在上升流海区,由于富含N、P的深层水的涌升,也会影响它们的铅直分布.
三、季节变化
关于海水中营养盐的季节变化,已有不少研究.结果表明,中纬度(温带)海区和近岸浅海海区的季节变化较为明显,而且与海洋浮游植物生物量的消长有明显的关系,反映了生命过程的消长(图4—15).


海水磷酸盐的季节变化.夏季(7月)浮游植物繁盛期间,无机氮被大量消耗,加上温跃层的存在,妨碍了上下层海水的混合,它们的含量都降低到很

浮游植物繁殖速率下降,生物残体中的有机氮化合物逐步被微生物矿化分解,加上水体混合作用,其含量逐渐上升并积累起来.到冬季,表层和底层水中无机氮含量都达到最大值.春季,浮游植物生长又开始


仍保持一定含量.
对比图4—16和4—17,可以看出,英吉利海峡海水中磷酸盐的季节变化规律与无机氮基本类似.
硅酸盐的季节变化与磷酸盐、硝酸盐的季节变化有密切关系,但也有其特点.主要表现在海洋浮游植物繁盛季节,尽管溶解硅被大量消耗,但其在海水中的含量仍保持一定水平,而不象N、P那样可降低至分析零值(图4—18).这是因为每年有相当大量的含硅物质由陆地径流和风带入海洋,使海水中溶解硅得以补充.有人估计,每年补充到海洋的溶解硅总量约相当于3.24×108tSiO2.其中,由河流携带入海洋的悬浮物质是决定海水中硅含量的主要因素.
4.4.3海洋中氮、磷、硅的循环
一、海洋中的氮循环
海洋中不同形式的氮化合物,在海洋生物,特别是某些特殊微生物的作用下,经历着一系列复杂的转化过程,这些过程可简要概括如图4—19.
图中各具体转化过程分别为：
1)生物固氮作用(Biologicalnitrogenfixation)：分子态氮(N2)

程；

收合成有机氮化合物,构成生物体一部分的过程；
3)硝化作用(Nitrification)：在某些微生物类群的作用下,NH3

4)硝酸盐的还原作用(Assimilatorynitratereduction)：被生物摄

5)氨化作用(Ammoniafication)：有机氮化合物经微生物分解产生


下,还原为气态氮化合物(N2或N2O)的过程.
二、海洋中的磷循环
图4—20是海洋中磷循环的示意图,图中左边是大西洋一个测站(21°12’N,122°5’W)的位温和磷酸盐含量的铅直剖面图,右边表示海洋中磷循环中控制磷分布的几个主要过程：
1)富含营养盐的上升流,这是真光层磷酸盐的主要来源；
2)在真光层,磷酸盐通过光合作用(photosynthesis)被快速地结合进生物体内,并向下沉降；
3)下沉的生物颗粒在底层或浅水沉积物中被分解,所产生的磷酸盐直接返回真光层,再次被生物所摄取利用；
4)在表层未被分解的部分颗粒沉降至深层,其中大部分在深层被分解,参加再循环；
5)表层和深层海水之间存在的缓慢磷交换作用；
6)少部分(5％)在深层也未被分解的颗粒磷进入海洋沉积物,海洋沉积物的磷经过漫长的地质过程最终又返回陆地,参加新一轮的磷循环.
三、海洋中硅的循环
海洋中硅的循环过程为：在春季,因浮游植物繁殖而被吸收,使海水中的硅被消耗；在夏、秋季,植物生长缓慢时,海水中的硅有一定回升；临近冬季时,生物死亡,其残体缓慢下沉,随着深层回升压力增加,有利于颗粒硅的再溶解作用,又缓慢释放出部分溶解硅.最后,未溶解的硅下沉到海底,加入硅质沉积中,经过漫长的地质年代后,可重新通过地质循环进入海洋(图4—21).