多元分析

[拼音]：hesu zai haiyangxue zhong de yingyong

[英文]：application of nuclides in oceanography

海洋中各種元素的同位素，可分成放射性核素和穩定性核素兩類。前者包括天然放射性核素和人工放射性核素，它們既可以汙染海域、危害人類和海洋生態，又可能用來研究海洋學中的許多問題；後者包括不能自發蛻變的核素和半衰期超過1015年的弱放射性核素，利用某元素不同的同位素的比值在海洋中的分佈及其變化，也可研究海洋學中的一系列問題。

放射性核素的應用

適用於下列各項問題的研究：

海流示蹤劑

在海洋某處的海水中加入放射性物質，它將隨著海流而漂移。故可以用這些放射性核素作為海流的示蹤劑，通過測定海水中放射性活度，弄清楚放射性核素在海洋中的分佈和變化，就可以瞭解海流的蹤跡。曾有過如下的事例：從1954年3月起，美國在比基尼島埃尼威托克環礁進行過一系列的核試驗。試驗結束後一個月，在比基尼島西面 450千米的表層海水中，放射性活度最高可達1.5×103貝可/升；第4個月，在比基尼島西面2000千米處，觀測過海水有很強的放射性。這說明比基尼島周圍海域中的大部分核裂變產物沿著北赤道流以大約20釐米/秒的速率向西漂移。在第9個月後，又證實這些裂變產物繼續以同樣速率向西漂移，汙染海域的中心移至菲律賓的呂宋島附近的海面上。到1955年夏天，高汙染海域進一步從菲律賓海面北上，向日本南岸移動。此時觀測到在日本沿海的黑潮區域內的放射性活度最大，北赤道流與黑潮銜接起來這一重要結論，就是以放射性核素為示蹤劑而加以證實的。

溶質在海水中的渦動擴散

一些學者分別用氡-222、釷-234、鐳-228、氚、碳-14、鐳-226、鍶-90、銫-137等放射性核素為示蹤劑，分別測定了一些海域不同深度的海水的渦動擴散係數。例如：三宅泰雄等人曾根據北太平洋西部海水中鍶－90和銫-137的垂直分佈求得垂直渦動擴散係數，進而指出：欲使海水中某物質通過渦動擴散，在 200～4000米深的範圍內得到均勻的垂直分佈，約需100年時間。

海水年齡

某水分子從表層遷移到深層所經歷的時間，稱為“海水的年齡”。要確定海水的年齡，有一種方法是利用碳-14為海水示蹤劑，這是因為海水中碳-14的活度取決於所研究的水體的年齡及該水體與碳－14的活度不同的各種水團的混合程度。故可用所測水體樣品相對於標準平均大洋水（SMOW）的碳－14富集的千分率δ14C表示此水體的年齡。

δ14C的值越大，水體的年齡就越大，反之亦然。例如，根據測定的結果，印度洋和太平洋的表層水的δ14C在-100～-10‰的範圍內，而在深於3000米的大洋水中，δ14C的平均緯度變化為：大西洋的δ14C由北向南減小，從北緯40°的-90‰降到南緯 40°的-140‰，說明北大西洋深層水在向南移動的過程中逐漸老化；與此相反，印度洋的δ14C從南緯45°的-140‰降到北緯8°附近的-220‰，太平洋從南緯45°的-180‰降到北緯45°附近的-240‰，反映了印度洋、太平洋的深層水從南向北逐漸老化。可見世界大洋的深層水中，最“年輕”的是北大西洋的深層水，最“老”的是北太平洋的深層水。上述 δ14C的分佈隨深度和緯度的變化，證實了H.施託梅爾在1959年提出的大洋深層水大迴圈的理論模式。這是應用放射性核素研究大洋環流的一大成就。

大尺度的海洋混合模型

為了利用碳－14在海水中的分佈計算各種水團的平均逗留時間(見海洋物理化學)，通常假設海洋－大氣體系由一系列彼此分開而內部很好混合的貯池所組成。已提出這類箱式模型有最簡單的兩層模型和比較複雜的八箱模型等。以某種模型為基礎，研究碳-14在海洋-大氣介面的交換及其在海洋中的混合，可算出海水的逗留時間，還可算出二氧化碳的海－氣交換速率及其在各層海水之間的交換速率。一般的結論是：太平洋深層水的逗留時間約為1000～1600年，大西洋深層水的逗留時間約為太平洋深層水的一半；表層水逗留時間僅有10～20年。

海洋沉積物的年代

放射性核素的衰變不隨任何環境條件而改變。故可以利用放射性核素作為許多海洋過程的“放射鍾”，測定海洋沉積物和錳結核等的生成年代或沉積速率。在各種絕對年代的測定法中，放射性核素法是比較有效的和準確的。雖然測定和計算的方法隨所用核素的種類不同而有些差異，但其所依據的都是同樣的基本原理（見海洋沉積物同位素年代測定）。

此外，還可利用碳－14研究氣體在海洋和大氣之間的交換速率和深層水的上升規律；利用鐳-228研究表層水在水平方向的混合速率;利用矽-32研究近岸水的混合過程；用3H-3He法測定深層水的年齡;利用40K-40Ar法測定洋盆的年代，驗證海底擴張學說。

穩定性核素的應用

已用來研究海洋學問題的穩定核素有：氘、碳-13，氮-15，氧-18，硫-34，鉛-206，鉛-207和鉛-208等。

水團的鑑別

組成水分子的氫有 3種同位素，它們在水的蒸發和凝聚過程中，會發生同位素分餾效應，使海洋中氫的同位素的相對丰度出現微小的變化。通常將海水樣品與標準平均大洋水比較，用相對於給定標準氘富集的千分率δD表示此相對丰度的變化。

因此，大洋中氘的含量可作為鑑別水團的特徵引數。各大洋海水中的δD值在+8～-3‰範圍內，且每個海域各有獨特的垂直分佈。淡水的δD值一般比大洋水小。

利用氘含量鑑別水團比用鹽度和溫度更加靈敏。對於溫度、鹽度差異不大的水團，有時利用δD的差異也能加以識別。例如：以北緯31°發現有δD為+4‰的含氘量較高的表層水，它向下伸入到 500米深處，形成向南傾斜的半橢圓形分佈斷面。從δD的剖面圖可以看出:在北緯30°30′附近出現低δD區，與高δD區清楚地分開，這個高δD區是黑潮所在的區域，相鄰的低δD區為大洋水所在處。若從鹽度的剖面看，就沒有這種明晰的界限。

古地理環境的研究

已知淡水和海水的重碳酸根離子中碳的同位素比值，因大氣-海洋間的分餾作用而有差異，故在由重碳酸鹽沉澱形成的石灰岩中，這個比值也不一樣。在陸生生物和海生生物之間，有機碳的同位素比值也不同。這樣，根據沉積物的碳酸鹽或生物有機碳中碳的同位素組成的變化，可幫助確定古海岸線和古三角洲的位置，古盆地的形狀，海進海退的變遷和沉積物質的來源等有關問題。

古海水溫度的測定

氧的同位素在海水中的碳酸鈣和水之間的交換達到平衡時，碳酸鈣（方解石或文石）和水中的氧的同位素組成不同，即

這個反應的平衡常數K等於碳酸鈣中的氧－18與氧-16的比值 Rc和水中此比值Rw 之比。K又稱分餾係數 α0對於方解石-水體系，α＝1.0286(25°C)。因此，氧的同位素在25°C時的交換達到平衡時，氧 -18富集在方解石中，其δ1為+28.6‰(取海水的δ18O為零)。因為α 和溫度有關，故在與水平衡的方解石中的氧的同位素組成，也是溫度的函式。有如下經驗公式：

t＝16.9-4.2δ18O+0.13(δ18O)2

t 是碳酸鈣沉澱時的海水溫度（°C），δ18O 是試樣的18O/16O比值相對於標準樣品的此比值的變化(千分率)。實測了試樣中的δ18O 之後，即可求出古海水的溫度t(°C)。伊米利阿米根據從加勒比海和赤道大西洋海底不同層次的沉積物岩心中分離的浮游有孔蟲的δ18O 的變化而繪成的古溫度曲線（見圖），說明在過去40萬年內經歷了冰期、間冰期交替出現的8個主要氣候迴圈。

氮－15在海洋食物鏈各環節中的變化

測定北太平洋西部各種含氮物質（氮、氨、硝酸鹽、溶解有機氮和各種生物體中的氮）中氮-15與氮-14的丰度比，發現溶解在海水中的氮的δ15N 值相對於大氣的氮為＋0.9‰，這是由於海－氣介面發生的核素分餾所引起的。在硝酸鹽、浮游植物和海藻中，δ15N平均為＋7‰；而在浮游動物和魚類中的δ15N分別為+10‰和15‰，至於NH3，在表層水中的δ15N為-3.5‰，而在深層水中為+7‰。上述δ15N 從簡單物質到複雜物質逐步增加的趨勢表明：沿著海洋中食物鏈的增長，核素分級分離效應增大。這對研究各海區各種生態條件下食物鏈是有幫助的。

此外，可利用初生的3He作為水團的示蹤劑；根據海水中硫酸鹽的δ34S值變化的趨勢，可判斷蒸發巖的沉積年代；可以利用13C和18O測定古海水的鹽度等等。這一切表明，穩定性核素的測定，雖必須藉助於質譜儀，但卻能從另一角度研究海洋學的不少問題。