补充资料：核素在海洋学中的应用

    　　海洋中各种元素的同位素，可分成放射性核素和稳定性核素两类。前者包括天然放射性核素和人工放射性核素,它们既可以污染海域、危害人类和海洋生态,又可能用来研究海洋学中的许多问题；后者包括不能自发蜕变的核素和半衰期超过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布及其变化，也可研究海洋学中的一系列问题。
　　
　　放射性核素的应用 　适用于下列各项问题的研究：
　　
　　海流示踪剂 　在海洋某处的海水中加入放射性物质，它将随着海流而漂移。故可以用这些放射性核素作为海流的示踪剂，通过测定海水中放射性活度，弄清楚放射性核素在海洋中的分布和变化，就可以了解海流的踪迹。曾有过如下的事例：从1954年 3月起，美国在比基尼岛埃尼威托克环礁进行过一系列的核试验。试验结束后一个月，在比基尼岛西面 450千米的表层海水中，放射性活度最高可达1.5×10³贝可/升；第4个月，在比基尼岛西面2000千米处，观测过海水有很强的放射性。这说明比基尼岛周围海域中的大部分核裂变产物沿着北赤道流以大约20厘米/秒的速率向西漂移。在第9个月后，又证实这些裂变产物继续以同样速率向西漂移，污染海域的中心移至菲律宾的吕宋岛附近的海面上。到1955年夏天，高污染海域进一步从菲律宾海面北上，向日本南岸移动。此时观测到在日本沿海的黑潮区域内的放射性活度最大，北赤道流与黑潮衔接起来这一重要结论，就是以放射性核素为示踪剂而加以证实的。
　　
　　溶质在海水中的涡动扩散 　一些学者分别用氡-222、钍-234、镭-228、氚、碳-14、镭-226、锶-90、铯-137等放射性核素为示踪剂，分别测定了一些海域不同深度的海水的涡动扩散系数。例如：三宅泰雄等人曾根据北太平洋西部海水中锶－90和铯-137的垂直分布求得垂直涡动扩散系数，进而指出：欲使海水中某物质通过涡动扩散，在 200～4000米深的范围内得到均匀的垂直分布，约需100年时间。
　　
　　海水年龄 　某水分子从表层迁移到深层所经历的时间，称为"海水的年龄"。要确定海水的年龄，有一种方法是利用碳-14为海水示踪剂，这是因为海水中碳-14的活度取决于所研究的水体的年龄及该水体与碳－14的活度不同的各种水团的混合程度。故可用所测水体样品相对于标准平均大洋水（SMOW）的碳－14富集的千分率δ¹⁴C表示此水体的年龄。
　　
　　
　　δ¹⁴C的值越大,水体的年龄就越大,反之亦然。例如,根据测定的结果,印度洋和太平洋的表层水的δ¹⁴C在-100～-10‰的范围内,而在深于3000米的大洋水中,δ¹⁴C的平均纬度变化为：大西洋的δ¹⁴C由北向南减小,从北纬40°的-90‰降到南纬 40°的-140‰，说明北大西洋深层水在向南移动的过程中逐渐老化；与此相反，印度洋的δ¹⁴C从南纬45°的-140‰降到北纬8°附近的-220‰,太平洋从南纬45°的-180‰降到北纬45°附近的-240‰，反映了印度洋、太平洋的深层水从南向北逐渐老化。可见世界大洋的深层水中，最"年轻"的是北大西洋的深层水，最"老"的是北太平洋的深层水。上述 δ¹⁴C的分布随深度和纬度的变化，证实了H.施托梅尔在1959年提出的大洋深层水大循环的理论模式。这是应用放射性核素研究大洋环流的一大成就。
　　
　　大尺度的海洋混合模型 　为了利用碳－14在海水中的分布计算各种水团的平均逗留时间(见海洋物理化学)，通常假设海洋－大气体系由一系列彼此分开而内部很好混合的贮池所组成。已提出这类箱式模型有最简单的两层模型和比较复杂的八箱模型等。以某种模型为基础，研究碳-14在海洋-大气界面的交换及其在海洋中的混合，可算出海水的逗留时间，还可算出二氧化碳的海－气交换速率及其在各层海水之间的交换速率。一般的结论是：太平洋深层水的逗留时间约为1000～1600年，大西洋深层水的逗留时间约为太平洋深层水的一半；表层水逗留时间仅有10～20年。
　　
　　海洋沉积物的年代 　放射性核素的衰变不随任何环境条件而改变。故可以利用放射性核素作为许多海洋过程的"放射钟"，测定海洋沉积物和锰结核等的生成年代或沉积速率。在各种绝对年代的测定法中，放射性核素法是比较有效的和准确的。虽然测定和计算的方法随所用核素的种类不同而有些差异，但其所依据的都是同样的基本原理（见海洋沉积物同位素年代测定）。
　　
　　此外，还可利用碳－14研究气体在海洋和大气之间的交换速率和深层水的上升规律；利用镭-228研究表层水在水平方向的混合速率;利用硅-32研究近岸水的混合过程；用³H-³He法测定深层水的年龄;利用⁴⁰K-⁴⁰Ar法测定洋盆的年代，验证海底扩张学说。
　　
　　稳定性核素的应用 　已用来研究海洋学问题的稳定核素有：氘、碳-13,氮-15，氧-18，硫-34,铅-206，铅-207和铅-208等。
　　
　　水团的鉴别 　组成水分子的氢有 3种同位素，它们在水的蒸发和凝聚过程中，会发生同位素分馏效应，使海洋中氢的同位素的相对丰度出现微小的变化。通常将海水样品与标准平均大洋水比较，用相对于给定标准氘富集的千分率δD表示此相对丰度的变化。
　　
　　
　　因此，大洋中氘的含量可作为鉴别水团的特征参数。各大洋海水中的δD值在+8～-3‰范围内,且每个海域各有独特的垂直分布。淡水的δD值一般比大洋水小。
　　
　　利用氘含量鉴别水团比用盐度和温度更加灵敏。对于温度、盐度差异不大的水团,有时利用δD的差异也能加以识别。例如：以北纬31°发现有δD为+4‰的含氘量较高的表层水，它向下伸入到 500米深处，形成向南倾斜的半椭圆形分布断面。从δD的剖面图可以看出:在北纬30°30′附近出现低δD区，与高δD区清楚地分开，这个高δD区是黑潮所在的区域，相邻的低δD区为大洋水所在处。若从盐度的剖面看，就没有这种明晰的界限。
　　
　　古地理环境的研究 　已知淡水和海水的重碳酸根离子中碳的同位素比值,因大气-海洋间的分馏作用而有差异，故在由重碳酸盐沉淀形成的石灰岩中，这个比值也不一样。在陆生生物和海生生物之间，有机碳的同位素比值也不同。这样，根据沉积物的碳酸盐或生物有机碳中碳的同位素组成的变化，可帮助确定古海岸线和古三角洲的位置，古盆地的形状，海进海退的变迁和沉积物质的来源等有关问题。
　　
　　古海水温度的测定 　氧的同位素在海水中的碳酸钙和水之间的交换达到平衡时，碳酸钙（方解石或文石）和水中的氧的同位素组成不同，即
　　
　　
　　这个反应的平衡常数K等于碳酸钙中的氧－18与氧-16的比值 R_c和水中此比值R_w 之比。K又称分馏系数 α₀对于方解石-水体系,α＝1.0286(25°C)。因此,氧的同位素在25°C时的交换达到平衡时，氧 -18富集在方解石中，其δ¹为+28.6‰(取海水的δ¹⁸O为零)。因为α 和温度有关，故在与水平衡的方解石中的氧的同位素组成，也是温度的函数。有如下经验公式：
　　
　　
　　t＝16.9-4.2δ¹⁸O+0.13(δ¹⁸O)²
　　t 是碳酸钙沉淀时的海水温度（°C），δ¹⁸O 是试样的¹⁸O/¹⁶O比值相对于标准样品的此比值的变化(千分率)。实测了试样中的δ¹⁸O 之后，即可求出古海水的温度t(°C)。伊米利阿米根据从加勒比海和赤道大西洋海底不同层次的沉积物岩心中分离的浮游有孔虫的δ¹⁸O 的变化而绘成的古温度曲线（见图），说明在过去40万年内经历了冰期、间冰期交替出现的8个主要气候循环。
　　
　　
　　氮－15在海洋食物链各环节中的变化 　测定北太平洋西部各种含氮物质（氮、氨、硝酸盐、溶解有机氮和各种生物体中的氮）中氮-15与氮-14的丰度比，发现溶解在海水中的氮的δ¹⁵N 值相对于大气的氮为＋0.9‰，这是由于海－气界面发生的核素分馏所引起的。在硝酸盐、浮游植物和海藻中，δ¹⁵N平均为＋7‰；而在浮游动物和鱼类中的δ¹⁵N分别为+10‰和15‰,至于NH₃，在表层水中的δ¹⁵N为-3.5‰,而在深层水中为+7‰。上述δ¹⁵N 从简单物质到复杂物质逐步增加的趋势表明：沿着海洋中食物链的增长，核素分级分离效应增大。这对研究各海区各种生态条件下食物链是有帮助的。
　　
　　此外,可利用初生的³He作为水团的示踪剂；根据海水中硫酸盐的δ³⁴S值变化的趋势,可判断蒸发岩的沉积年代；可以利用¹³C和¹⁸O测定古海水的盐度等等。这一切表明，稳定性核素的测定，虽必须借助于质谱仪，但却能从另一角度研究海洋学的不少问题。
　　

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