IxciZi雷竞技csgo1116

ci在哪里和子离子的电荷浓度的解决方案。和运行在所有离子介质中使例如纯氯化钠的解决方案:

尽管氯化钠盐的主要组件的海水,海水的性质和纯氯化钠解决方案有很大的不同。海水是一个复杂的电解质溶液的混合物与电荷类型,更多的离子如Mg2 +和SO4 -必须考虑(化学海水的组成,见表A.12.3附录A)。离子强度的海水大约是0.7:

(Cl ~)我= ^ (1 + (Na +) x 1 + [Mg2 +] x4 + [S02 ~] x4 +…)«0.7,

这对应于一个海水的盐度(S ~ 35。离子强度的海水盐度的不得计算(DOE, 1994):

从图1.1.5显而易见,离子强度是一个相当范围内的线性函数S 30 < S < 40和可能被我~ 0.02 5近似。

0.85

0.85

图1.1.5:海水盐度和离子强度之间的关系。

盐度

图1.1.5:海水盐度和离子强度之间的关系。

盐度

活度系数

核心的化学行为的描述离子溶解在淡水和海水是其活动。这个概念可能说明如下(注意,说明不是一个严格的类比)。考虑两个汽车,其中一个在高峰时间开车穿过纽约,另一个在晚上开车穿过死亡之谷。车在纽约时受阻的交互与所有其他车辆在街上(对应于交互与大量的离子出现在解决方案),汽车在死亡谷是免费的(解决方案是高度稀释)。有人可能会说,‘activity7汽车的纽约交通很低,而汽车的“活动”在死亡谷是很高的。化学在溶液中离子的数量表达这样一个行为确实是叫活动。

化学物种的活动a用{},这个物种的浓度有关。[一],活度系数

理想情况下,活度系数是1.0。指的是无限稀释活度零的溶质浓度的方法。注意,这个定义是指参考状态在纯水和pH值尺度在海水中,例如,基于海水作为参考国家(cf。1.3节和Wedborg et al . (1999))。在简单的电解质稀溶液,偏离理想行为是由远程静电相互作用引起的。对于那些相互作用近似可以推导出描述活动的依赖在离子强度系数

(见下文)。在海水中(a)的情况更加复杂,因为海水的高离子强度和(b)因为各种不同的离子与不同的指控。这导致离子电解液混合物的配对和复杂的形成与类型,例如海水。例如,带负电荷的碳酸根离子(二氧化碳)与带正电的Mg2 +或Na +离子,形成离子对NaCOg或MgCOg等。最重要的海水中离子对平衡(Skirrow, 1975):

Ca2 + +二氧化碳”^ CaCOg Mg2 + +齿轮~ ^ MgCOg Na + + C023 ~ ^ NaCOg Ca2 + + HCOg ^ CaHCOg Mg2 + + HCOg ^ MgHCOg

因此,除了减少活动的C03 ~离子由于静电作用与所有其他离子在溶液中,在海水中碳酸盐离子不是“免费”——它形成与电荷相反的离子对。关于交通的例子类比这可能对应一辆车在纽约交通牵引拖车。

HCOg和二氧化碳的浓度,用于化学计量的定义常量(方程式。1.1.5和1.1.6)指总浓度,即自由离子+离子对;他们有时会用[HCOgT]和[CO2 ^],分别(Skirrow, 1975)。

考虑离子结对活动的影响,它是有用的谈论“免费”和“总”活动系数。在稀溶液中,没有自由和总活度系数之间的差异,因为所有的离子被认为是“免费”(即没有离子配对或复杂的形成)。然而,在海水中总活度系数可以大大低于自由由于如形成离子对活度系数。

自由离子的活度系数,或单离子活动,简单的电解质,可以计算使用Debye-Hiickel限制法律(见,例如作声响和摩根,1996):

日志(7 /)= -Az2 \ fl我< 1 (T2-3 (1.1.18)

或者戴维斯方程:

日志(7 /)= -Az2 [t ^ Jj ~ 0 - 2 / j / < 0.5 (1.1.19)

106 = 1.82 x (el1) ~ 3 /”2。在e»79水的介电常数,和T是开尔文温度。在25°C,水约为0.5。离子的电荷是表示我是介质的离子强度。使用近似方程式。(1.1.18)和(1.1.19),对于简单的稀溶液活度系数可以计算(表1.1.2)。需要解决的问题是:这些近似也可以用来计算总在海水中离子的活度系数?

表1.1.2:自由活动系数■)f离子在稀溶液的Tc = 25°C。

离子强度:/ = 10“3 10”2 0.1 - 0.5 CI。。\ \ HCO,厚处”。

油”。7 B (0 i1) 0.96 0.90 0.77 0.69

Mg2 + S02, Ca2 +, co2 - 0.86 0.66 0.36 0.23

警察丁“0.72 0.40 0.10 0.04

“计算使用Debye-Hiickel限制法律,Eq。(1.1.18)。情商,戴维斯方程计算。(1.1.19)。

离子强度的海水是大约0.7仅略高于的离子强度限制了戴维斯方程应持有。因此,一种可能会使用戴维斯方程来计算在海水中离子的活动。然而,已经说过,对于海水Debye-Hiickel限制法律或戴维斯方程不再适用,因为他们只适用于稀溶液和简单的电解质(而不是集中解决方案和电解液的混合物与电荷类型)。在海水中,离子发生离子配对和复杂的形式,这使得有必要考虑总活度系数。的模型被广泛用于描述离子溶质的总活度系数在自然水域包括海水“离子配对模式”(例如Bjerrum, 1926;读书和汤普森,1962;Sillen, 1961;Millero和以下,1982)和“Pitzer化学平衡模型”(例如比萨,1973;Millero和小丑

1998)。这些,而阐述了模型的描述超出了这本书的范围。模型对自然水域基于Pitzer模型最近发表的Millero和小丑(1998),产生良好的结果在海水中活度系数相比,测量值(表1.1.3:比较Millero, 2001)。

16			第1章。平衡
表1.1.3:	:总活度系数的英国《金融时报》		离子在Tc - 25°C和海水
S = 35。
离子	74(测量)”	(计算)	戴维斯h 7 j (eq) c
ci -	0.666	0.666 ^	0.69
Na +	0.668	0.664	0.69
H +	0.590	0.581	0.69
0 h -	0.255	0.263	0.69
HCO3	0.570	0.574	0.69
4 - B(哦)	0.390	0.384	0.69
Mg2 +	0.240	0.219	0.23
s02,	0.104	0.102	0.23
Ca2 +	0.203	0.214	0.23
天哪	0.039	0.040	0.23
h2po4 -	0.453	0.514	0.69
hpor	0.043	0.054	0.23
运动	0.00002	0.00002	0.04

aFor引用,看到Millero和小丑(1998)。* Millero和小丑(1998)。

cFree活度系数,戴维斯方程,Eq。(1.1.19)。^分配值。

aFor引用,看到Millero和小丑(1998)。* Millero和小丑(1998)。

cFree活度系数,戴维斯方程,Eq。(1.1.19)。^分配值。

最根本的区别是什么生理盐水解决方案和海水在同一离子强度?

计算海水的离子强度使用Eq。(1.1.17)和表A.12.3(见附录A)。有多少百分比的总离子强度是由于Na +的总和,CI, Mg2 +,二氧化硫“离子?

1.1.3热力学、混合和化学计量平衡常数

几个概念是使用为了描述质子转移反应在水媒体。这里只简要总结不同武器装备利眠宁常数,也叫做酸度或离解常数,与这些概念(审查看到迪克森,1984)。第二个碳酸离解常数。A2,可以作为一个例子。

(1)标准的酸度,或热力学平衡质子转移反应常数“2:

表示完全行为几方面:

从理论的角度来看,活动是在适当的数量平衡热力学使用活动。4严重的缺点,然而,活动不是那么容易(如果有的话)的浓度。浓度的转换在典型的海水盐度的活动需要,而费力和不确定系数的计算活动。幸运的是,平衡关系也可以制定的浓度。

(2)一个有用的概念用于海洋学是基于所谓的混合(混合)常数浓度和活动发生在同一时间:

啊在哪里操作定义在无限稀释公约(这种方法的详细讨论,cf。迪克森,1984;Skirrow, 1975)。

(3)常数完全表达的浓度是经典的酸离解反应质量作用的产品,也称为化学计量常数为1.1节中介绍:

[H +]在哪里操作定义常量离子介质下约定。化学计量常数通常用K *。请注意,一些作者省略了明星为了简单起见(cf。能源部(1994)和Millero (1995))。

明显是常数的定义与明显活动基于测量使用国家统计局的质子缓冲。这些常数不再

4注意浓度(不活动)是在化学动力学的适当数量(见第二章),因为反应速率取决于每卷011碰撞分子的数量,因此在浓度(Lasaga, 1981)。

用于化学海洋学因为所有的常量确定使用质子的总规模或海水规模(1.3节)进行比较。报价由Skirrow(1975)指明显常数同样适用于化学计量和混合动力常数。离子对形成”是主要的发生原因的依赖不仅明显的常量离子强度的一个解决方案离子成分,但也”(Skirrow, 1975年,p . 76)。

1.1.4离子强度对pK *的影响值

介绍了离子强度的概念,活动,和不同的酸度常数,我们现在可以量化离子强度的影响(因此盐度)在pK *值如前所述。

结合方程式。(1.1.20)和(1.1.22),“2可以表示为(注意,{co2 -} = 7二氧化碳(co2 -)):

K;= K2 7 hc°3”。(1.1.23)

从情商是显而易见的。(1.1.23),相对总活度系数与高离子强度的变化导致离解常数K2的变化。使用值7我在表1.1.3和淡水的价值10.33我< 2时25°C,在海水pK2 S = 35的价值可以估计(评价情商的负面常用对数。(1.1.23)):

米2 >海水- 10-33-loH0.590 x 0.039 j = 8.94

这是接近的实验确定价值8.92 (DOE, 1994;表1.1.1)。

总之,考虑解决方案,改变从淡水到海水,在溶液中离子的数量增加,离子的相对比例的变化,和离子活动减少。自不同离子的影响不同的活动,他们的活动的比例系数变化(cf Eq。(1.1.23))。考虑的例子pK2正如上面所讨论的,二氧化碳的活度系数,减少更强烈(从1在无限稀释到0.039在海水中),如HC03的活度系数(从1到0.570)。因此,pK2在海水中更小比淡水(ii2更大)。因此,海水有更高的二氧化碳浓度(相对于二氧化碳的浓度和HCO3)比淡水的pH值(cf图1.1.4)。

1.1.5化学成分对pK *的影响值

一般来说,电解液的化学平衡常数(包括海水)取决于溶液的组成。幸运的是,海水的成分是比较稳定的。因此,pA‘*’s函数的P、T, s (/)。在某些地区的海洋(例如,波罗的海),孔隙水或在许多实验室实验盐的成分不同于标准的意思是海洋的价值观。(1973)估计Ben-Yaakov和戈德哈伯声称vanation m洋纺和盐成分的变化。他们的方法利用海水模型和计算过程类似于描述bv盖伦和汤普森(1962)和伯恩(1971)。Ben-Yaakov(1973)和戈德哈伯声称提供敏感性参数:

在正义与发展党* K *的变化是由于相对浓度的变化,Acj / c -,我的组件。如预期的趋势在海水中形成离子对,拥有最大的镁敏感性参数:sA ' *、证监会Mg2 + = * jMg2 + = 0.442 (o含氯量19%,对应于盐度为-34.3,和T = 25°c)。一倍的Mg2 +浓度,例如,将减少pK ^从5.86到5.80,从8.93到8.77 pK * 2。盐成分变化的后果的平衡分压将调查运动1.5。现在建议计算pK *’n直接从模型等先进的海水由Millero和罗伊(1997)。

考虑海水Tc = 25°。5 = 34.3,P = 1条挖= 2更易公斤和TA = 2.35更易公斤。计算二氧化碳的平衡分压(提示:使用附录中给出公式)。估计pCC > 2的变化时,自然的Mg2 +离子浓度增加了一倍。

1.1.6平衡常数的选择

在这个阶段,我们必须讨论的区域碳酸盐化学我们觉得,有点不满意的现状。碳酸离解的平衡常数,硼酸,水等等,测量了不同作者在不同的媒体,即自然和人工海水,海水和pH值在不同的尺度上(cf。1.3节

附录A)。使用离解常数的计算碳酸盐系统不同作者给出的参数,得到不同的结果。尤其可能出现巨大的差异,当pH值尺度之间的转换是不考虑。尽管有试图达成一个一致的常量和一个单一的pH值范围(参见如。迪克森(1984),联合国教科文组织(1987年),迄今为止,这种方法不会成为标准。

潜在问题的一个例子与计算的浓度有关碳酸盐物种表1.1.4中列出。让我们假设pH值和样本的DIC但pH值测量量表的测量,还没有被报道。换句话说,它是不清楚海水,总规模,或免费的pH值范围,用于定义,参见1.3节。pH = 8.08和DIC = 2更易公斤,碳酸盐系统参数可以计算出所有三个尺度(表1.1.4)。而海水之间的差异和总规模很小(~ 10 /害怕atm pC02而言),这两个尺度和自由之间的差异是巨大的规模(> 100 / iatm pC02而言)。强调的是计算差异是由于规模的pH值测量尚未定义。如果量表用于测量pH值是已知的和计算的pH值将被转换为正确的pH值范围(相应的离解常数的规模),人会在每种情况下获得相同的结果。然而,这个场景需要使用一组常量,见下文。在实践中,人们可以使用任何pH规模计算,关键的一点是,pH值规模和离解常数,必须同意。

表1.1.4:碳酸盐系统参数计算规模的pH值测量时不知道(pH = 8.08, DIC = 2更易公斤“1 S = 35 Tc = 25°C)。

pH值范围	pH值	pC02	二氧化碳(aq)。	HCO3	公司§”
		juatm	害怕imol公斤	害怕/摩尔公斤	/ imol公斤
海水	8.08	354年	10.0	1735年	255年
总	8.08	363年	10.3	1739年	250年
免费的	8.08	478年	13.6	1786年	201年

“罗伊的常量et al .(1993)转换为不同的pH值尺度(见1.3节)一直用于计算。

“罗伊的常量et al .(1993)转换为不同的pH值尺度(见1.3节)一直用于计算。

即使计算是进行相同的pH值范围,可能发生因为离解常数的值的差异是由不同作者使用。的差异,然而,通常小于上面提到的。1.1.5表显示了碳酸盐物种的浓度计算值从迪拜国际资本和TA使用常量(所有海水转化为规模)称为“高。“Harisson”,和“Mehrbach”(定义,见表1.1.5脚注)。pC0.2的计算值相差多达30 ~ / / atm在这个特殊的例子。

最近,它已被证明,使用Mehrbach离解常数的碳酸产生最好的结果在确定pC02 DIC和助教(Wanninkhof et al ., 1999;Johnson et al ., 1999;李et al ., 2000;Lueker et al ., 2000)。人能因此同意使用Mehrbach常数在这种特殊情况下,我们推荐。然而,这组常数时我们应该使用,如确定pC02 pH值和DIC或[公司^ -]从p(()和助教吗?这一事实Mehrbach常量搞好上面提到的重要案例文档并不意味着他们在任何情况下这样做。Wanninkhof et背书。(1999)所说:“……好协议pC02 (SST)和pC02(助教、DIC)使用的常量Mehrbach并不一定意味着这些常数产生最好的协议与其他碳系统参数”。 Here is the problem: when calculating various parameters of the carbonate system using different input variables (as is done in this book, for example) one cannot use different sets of constants since this would lead to inconsistent results.

表1.1.5:碳酸盐系统参数计算使用离解常数由不同作者(DIC = 2米摩尔公斤“1、TA = 2.35更易公斤”1,S = 35岁,Tc = 25°C)。

作者	Pn慢波睡眠	pC0.2 / / m	二氧化碳(aq) / /摩尔公斤	/ /摩尔公斤	/ /摩尔公斤二氧化碳”
罗伊' 1	8.08	354年	10.0	1735年	255年
Hansson4	8.10	343年	9.7	1739年	251年
Mehrbachc	8.11	327年	9.3	1742年	249年

“罗伊et al。(1993)转换为海水规模(Millero, 1995)。4 mehrbach et al。(1973)所改装的迪克森和Millero (1987)。cHansson (1973 b)改装,迪克森和Millero (1987)。

“罗伊et al。(1993)转换为海水规模(Millero, 1995)。4 mehrbach et al。(1973)所改装的迪克森和Millero (1987)。cHansson (1973 b)改装,迪克森和Millero (1987)。

另一个问题,应该牢记在选择一组特定的离解常数是确保所有常量都被确定在同一介质,即自然或人工海水。常数称为“Mehrbach”已经确定在自然海水,而“罗伊”和“汉森”已经确定在人工海水。很可能这是Mehrbach常数这一事实的原因做一个好工作在海洋测量时,即在自然海水。碳酸盐系统参数的精确计算包括(除了碳酸离解)水的解离,硼酸,硫酸氢,氢氟化,磷酸、硅酸等等。为了实现内部一致性的计算,使用的所有常量应该确定在一个单一的媒介,即在自然海水或在人工海水。

关于这本书中提供的计算,我们决定使用常量的集合了DOE(1994),包括碳酸离解常数称为“罗伊”,请参阅附录为价值观。这些常数,确定在人工海水,都表达的总氢离子浓度(即。pH值、总规模,参见1.3节)和单位摩尔每公斤的解决方案。上面给出的理由,似乎这个集合是我们目前最合适的一个目的。然而,我们注意到,例如Mehrbach常数在特定情况下可能更合适。

是非常理想的这里描述的问题将在未来解决。我们相信,朝着这个目标主要步骤是(a)协议在一个社区和pH值范围的(b)的高精度测定所有相关自然海水离解常数。

1.1.7 CaC03溶解度和海水的饱和状态

形成和溶解的碳酸钙(CaC03)海洋是重要的球员在全球碳循环和密切相关的控制大气中的co2在不同的时间尺度。例如,人为二氧化碳,目前大气中积累,被认为是主要被海洋吸收,最终中和反应在海洋沉积物CaC03(所谓的化石燃料的中和,如布勒克和高桥,1977;Sundquist, 1986;阿切尔et al ., 1998)。一个决定因素的背景下形成和碳酸钙的溶解是CaC03饱和状态的海水,这是碳酸盐离子浓度的函数。换句话说,固态之间的平衡和解决方案是由海水的腐蚀性。因此CaC03饱和状态的海水海水碳酸盐化学的一个重要方面。

在本节中,CaC03溶解在海水,海水饱和状态,CaC03在海洋沉积物的分布进行了讨论。CaC03生产的影响碳酸盐系统检查在章节1.6.1潜在影响的大气中二氧化碳的增加钙化在未来1.6.5节所述。进一步阅读,请参阅例如伯杰et al。(1976),布勒克和彭(1982),同名(1983),莫尔斯和麦肯齐(1990)。霍利甘和罗伯逊(1993),Millero (1996)。

绝大多数的海洋生物碳酸钙是由分泌钙化的或aragonitic骨骼和贝壳。方解石的主要生产商在公海coccolithophorids和有孔虫,而翼足类生物最丰富的远洋霰石。(审查CaC03生产包括珊瑚礁和其他环境,看到立。1993;立和Droxler, 1996)。方解石和霰石矿物组成(((),_。但有不同的矿物学。方解石的晶体结构是菱形的而霰石的结构是斜方晶系的(回顾参看例如Hurlbut(1971)或里德(1983))。两种矿物的不同结构导致不同的物理和化学性质(表3.2.4章、第三章)的溶解度是重大的。

化学计量溶度积的定义是:';= [Ca2 +]坐x [co2]坐”,(1.1.24)

如。[C03 ~]坐是指平衡总(免费+多元)碳酸盐离子浓度与CaC03在海水溶液饱和。霰石更可溶性t汉方解石在给定温度、盐度和压力:K * = 10 ~ 6“19日和10 b ~”3”mol2公斤霰石和方解石,分别(t = 25°C, 5 = 35, P = 1 atin)。公式的计算K *为方解石和霰石由同名畅销(1983)给出了附录a . 10。在平衡、Ca2 +的产品和二氧化碳浓度的解决方案是由左边Eq。(1.1.24)。如果[Ca2 +] X [CO2 -]比这个大,解决方案是过饱和对CaC03——否则,解决方案是欠饱和。fi Ca.C03饱和状态的海水,表示为:

西南[Ca2 +]和[C03] sw Ca2 +的浓度和CO的海水,分别和K *的溶度积的原位条件温度、盐度、压力,fi > 1对应于过度饱和,而0 < 1对应于欠饱和。

在开放海域,[Ca2 +]变化很小,与盐度的变化密切相关。因此CaC03饱和状态主要由碳酸盐离子浓度。表1.1.6总结了在饱和值碳酸盐离子浓度,二氧化碳[-]^ ?方解石和霰石作为温度和压力的函数(同名,1983)。

表1.1.6:饱和碳酸离子浓度在35 S = [Ca2 +] = 10.28更易公斤(cf。布勒克和彭,1982)。”

温度	压力	tcoru
(°C)	(atm)	(/ imol公斤)
		方解石霰石
25	1	63 - 41.6
2	1	67 - 41.9
2	250年	107 - 69.4
2	500年	雷竞技csgo167 - 111.7

“我\ ' * p值Mucci (1983)。压力校正后Millero (1995)。请参阅附录a . 10公式。

“我\ ' * p值Mucci (1983)。压力校正后Millero (1995)。请参阅附录a . 10公式。

碳酸钙是一种不同寻常的盐:溶解度增加在较低的温度!温度对溶解度的影响,然而,很小(见表1.1.6)。更重要的是溶解度随压力的事实。这是具有重要意义的分布CaC03在海洋沉积物。假设一个恒定的温度在深海,[C03 ~]坐在随深度的增加压力,因此海洋(图1.1.6)。

原位和饱和度之间的交叉碳酸盐离子浓度称为饱和层或饱和深度/水平。碳酸钙下降从表面到深海主要保存在过饱和水饱和度地平线以上,并开始在欠饱和水溶解饱和度地平线以下。5我们可能因此认为海底景观与白雪覆盖的山脉(Sillen, 1967;布勒克和彭,1982)。海底的上部分,如脊波峰,覆盖着CaC03浅色,而

5这个描述是高度简化,看到布勒克和高桥(1978),布勒克和彭(1982)或莫尔斯和麦肯齐(1990)详情。

图1.1.6:方解石和霰石饱和地平线(SH)海洋(布勒克和彭之后,1987)。随着压力随深度的增加,方解石和霰石溶解度的增加([OOj ~] j .原地碳酸盐离子浓度之间的交叉曲线(固体)和饱和浓度为方解石(虚曲线)和霰石(点划曲线)决定了不同的矿物相饱和度地平线oi。

图1.1.6:方解石和霰石饱和地平线(SH)海洋(布勒克和彭之后,1987)。随着压力随深度的增加,方解石和霰石溶解度的增加([OOj ~] j .原地碳酸盐离子浓度之间的交叉曲线(固体)和饱和浓度为方解石(虚曲线)和霰石(点划曲线)决定了不同的矿物相饱和度地平线oi。

山谷大多是免费的Ca, C03和粘土矿物覆盖着深色的颜色。

图1.1.7显示方解石和霰石的饱和状态的seawa-ter北太平洋和北大西洋。表面海水6和4倍过饱和方解石和霰石,分别。过饱和随深度减小,直到穿过线0 = 1。霰石的转换发生在较浅的深度比方解石因为霰石比方解石溶解。此外,北太平洋的饱和状态小于北大西洋。下面讨论这些地区差异。

快速溶解的速率增加的深度观察

图1.1.7:饱和状态的海水、fi方解石(a)和霰石(b)作为深度的函数。问计算使用Eq。(1.1.25)和DIC-TA概要文件从北太平洋和北大西洋。过度饱和的垂直虚线分隔地区(f2 > 1)欠饱和(Q < 1)。数据来自WOCE P14N节,Stn。70 (f . Millero和Ch。韦恩)和WOCE A05部分,Stn。84年,(f . Millero和Fiol),http://cdiac.esd.ornl.gov/oceans/CDIACmap.html。

图1.1.7:饱和状态的海水、fi方解石(a)和霰石(b)作为深度的函数。问计算使用Eq。(1.1.25)和DIC-TA概要文件从北太平洋和北大西洋。过度饱和的垂直虚线分隔地区(f2 > 1)欠饱和(Q < 1)。数据来自WOCE P14N节,Stn。70 (f . Millero和Ch。韦恩)和WOCE A05部分,Stn。84年,(f . Millero和Fiol),http://cdiac.esd.ornl.gov/oceans/CDIACmap.html。

在沉积物称为溶跃面。溶跃面一词源于希腊字的解决方案和倾向——类比thermoclinc:看到伯杰(1968)。因此溶跃面分离不好保存,保存完好的CaC03组合。因为更高的溶解度的霰石方解石相比,霰石溶跃面总是发现在较低比方解石溶跃面深度。霰石溶跃面可以浅如500年太平洋和大西洋~ 3公里。方解石溶跃面发现~ 4公里的太平洋和印度洋和4 - 5公里的大西洋。差异的原因在太平洋和大西洋之间溶跃面深度是太平洋的深水碳酸盐离子浓度较低(比深水和高二氧化碳含量)的大西洋。换句话说,太平洋的深水腐蚀性(图1.1.7)。这主要是由于海洋环流的相互作用和生物活性:太平洋的深水比大西洋的“老”,因此吸收更多的二氧化碳补充矿质的有机质降低其碳酸盐离子的含量。水质量的年龄在这里指的是去年以来时间与大气接触。

的深度沉积物几乎是免费的碳酸钙叫做碳酸钙补偿深度(CCD)。通常,lvsocline之间的过渡区发生和CCD沉积物的碳酸钙含量随深度逐渐减少。过渡区可以多达几百米与供应的((()。在海洋表面,即生产和CaCO动力学;!溶解在深海(布勒克和彭,1982;莫尔斯和麦肯齐。1990;Millero。1996)。

我们将返回到生产和溶解碳酸钙的部分。稳定的同位素分馏碳,氧,硼在海洋碳酸钙第3章中进行讨论。

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