第二章??海水的化學(xué)組成

海水中含量最多的元素是氫和氧。

水的性質(zhì)?1、具有異常高的沸點(diǎn)和冰點(diǎn)，導(dǎo)致其具有高的熱容量。（冬天沒有內(nèi)陸冷，夏天沒有內(nèi)陸熱）2、具有異常高度密度變化。隨溫度變化獨(dú)特。3、是極好的溶劑。4、水中鹽分的增加導(dǎo)致冰點(diǎn)的降低以及達(dá)到最大密度的溫度降低。5水中鹽分的增加導(dǎo)致滲透壓的增加。

常量元素和微量元素?在海水中，濃度大于0.05mmol/kg的元素為常量元素，11種常量元素：陽離子Na+、K+、Ca2+、Mg2+、Sr2+?，陰離子Cl-、SO42-、Br-、HCO3-(CO32-)、F-?，分子HBO3。微量元素：濃度小于0.05μmol/kg，Li、Ni、Fe、Mn、Zn、Pb、Cu、Co、U、Hg

Marcet-Dittmar恒比定律?海水中大部分常量元素，其含量比值基本不變。

鹽度的原始定義?一千克海水中，所有碳酸鹽轉(zhuǎn)化為氧化物，溴、碘以氯置換，所有的有機(jī)物被氧化之后所含全部固體物質(zhì)的總克數(shù)。單位為克/千克，符號(hào)為S‰ ，克紐森鹽度公式：S‰=0.030+1.8050×Cl‰，沒有定義出0鹽度的水體。1969年電導(dǎo)鹽度定義S‰=1.80655×Cl‰，彌補(bǔ)了0鹽度。絕對(duì)鹽度?海水中溶質(zhì)質(zhì)量與海水質(zhì)量之比。實(shí)用鹽度?在15°C 0.1MPa海水樣品電導(dǎo)率與相同溫度壓力下，質(zhì)量比為0.0324356的KCl溶液電導(dǎo)率的比值K15來確定。氯度的定義?在1000g海水中，若將溴和碘被當(dāng)量的氯置換后所含氯的總克數(shù)，以Cl‰表示。

鹽度變化?沿岸海域由于受到河流徑流與地下水輸入的影響，鹽度變化很大。在開闊大洋，表層水鹽度主要受蒸發(fā)導(dǎo)致的水分損失與降雨導(dǎo)致的水分增加之間的相對(duì)平衡。圖2.4.1緯度分布：開闊大洋表層水在南北緯20°~30°的亞熱帶海域具有較高的鹽度，而在赤道與極地附近海域具有較低的鹽度，它們分別對(duì)應(yīng)于凈蒸發(fā)量的極大值和極小值。

北大西洋蒸發(fā)量大，表層水鹽度大，受冷后水體下沉。

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第三章??海水中的溶解氣體

氣體溶解度定義?在現(xiàn)場大氣壓為101.3245kPa時(shí)，一定溫度和鹽度的海水中，某一氣體的飽和含量稱為該溫度和鹽度下該種氣體的溶解度。

氣體在海水中的溶解度?1、一般隨分子量的增加而增加，但二氧化碳除外；2、氣體在海水中的溶解度隨溫度的升高而降低，且變化為非線性；3、氣體在海水中的溶解度一般小于其在淡水中的溶解度。

海氣界面氣體交換的影響因素?1、薄膜層的厚度Z，薄膜層越厚，氣體分子與薄膜層運(yùn)動(dòng)的時(shí)間越長，氣體交換速率越慢；2、氣體分子在海水中的擴(kuò)散速率DA，水體溫度越高，氣體分子運(yùn)動(dòng)越快，DA越大；3、薄膜層頂部和底部氣體濃度的差異，濃度梯度越大，氣體擴(kuò)散輸送越快。

薄膜層厚度一般介于10~60μm之間。

氣體分子在海水中的分子擴(kuò)散系數(shù)DA一般介于1×10-5~4×0-5之間。

溶解氧分布特征?垂直分布：1、海洋混合層中溶解氧濃度比較均勻，其含量取決于大氣氧在海水中的溶解度；2、在真光層以深，由于有機(jī)物的氧化分解作用和海洋生物的呼吸作用，溶解氧含量隨深度增加而降低；3、在絕大多數(shù)海域深層水中，往往存在由有機(jī)物氧化分解作用形成的溶解氧極小值，存在現(xiàn)場耗氧過程；4、在中層極小值層以深，溶解氧含量逐漸增加，與全球深海熱鹽環(huán)流有密切關(guān)系。（圖3.6.2北太平洋北大西洋溶解氧垂直分布）

太平洋水體中N2O和DO的垂直分布?在太平洋，N2O的極大值出現(xiàn)在溶解氧最

小值所在層位，反應(yīng)出海洋反硝化作用是N2O產(chǎn)生的潛在原因。

一氧化碳與人類活動(dòng)具有密切關(guān)系，對(duì)大氣對(duì)流層一氧化碳含量的觀察表明，北半球大氣中CO的分壓比南半球來得高，顯示人類活動(dòng)是大氣CO的一個(gè)重要來源。

海水溶解氧遷出途徑?1、海洋生物呼吸作用，2、海洋有機(jī)物的氧化分解，3、海洋無機(jī)物的氧化作用。

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第四章??海水中二氧化碳-碳酸鹽體系

全球碳循環(huán)示意圖：P62圖4.1.4 ??沉積物、溶解無機(jī)碳DIC、巖石中碳儲(chǔ)量很大。

無機(jī)碳體系對(duì)海水pH值?1、溫度的影響，當(dāng)溫度升高，電離常數(shù)變大，pH值降低；2、鹽度的影響，海水鹽度的增加，離子強(qiáng)度增大，海水中碳酸的表觀電離常數(shù)變小，海水pH值增加；3、壓力的影響，海水靜壓增加，碳酸的表觀電離常數(shù)變大，pH值降低；4、碳酸鈣碳酸鎂沉淀的形成與溶解，海水中鈣鎂等陽離子可與碳酸根離子形成碳酸鈣碳酸鎂沉淀，這些沉淀在一定深度下，受壓力、生物等作用可溶解：當(dāng)碳酸鈣碳酸鎂沉淀形成時(shí)，碳酸根和碳酸氫根濃度降低（CCO32-(T), CHCO3-(T)），pH值降低；當(dāng)……沉淀溶解，……濃度升高，pH值增加。

影響總堿度的海洋學(xué)過程?1、鹽度的影響。（海水中保守陰陽離子電荷差與鹽度有關(guān)，受控于降雨蒸發(fā)淡水輸入海冰形成融化）；2、碳酸鈣的沉淀與溶解。（鈣質(zhì)生物死亡其碳酸鈣溶解，碳酸鈣沉淀，鈣離子濃度降低，電荷差減小，總堿度降低）；3、氮的生物吸收和有機(jī)物再礦化過程中溶解無機(jī)氮的釋放。（海洋生物吸收硝酸鹽產(chǎn)生氫氧根離子，總堿度增加；再礦化則相反。）

歸一化總堿度NTA：為消除鹽度對(duì)總堿度的影響，采樣類似比堿度的方法，NTA=TA×35/S，

北太平洋北大西洋總堿度和NTA變化?圖4.3.5顯示北太平洋北大西洋總堿度和NTA垂直分布。表層水，北太平洋TA低于北大西洋，原因在于北大西洋表層水具有由于強(qiáng)蒸發(fā)導(dǎo)致的高鹽度，若將歸一化法到同樣鹽度后，兩個(gè)大洋表層水NTA沒有明顯差異。深層水，深度高則壓力水高，碳酸鈣會(huì)溶解，兩者TA都增加，但不管TA還是NTA北太平洋均高于北大西洋，情況不同是由于北太平洋水體較老。

影響總二氧化碳TCO2的海洋學(xué)過程?1、鹽度的影響。（總二氧化碳TCO2為海水中主要成分，鹽度越高TCO2越高）；2、海洋生物的光合作用。（實(shí)質(zhì)在于將溶解無機(jī)碳DIC轉(zhuǎn)化為有機(jī)碳，在光合作用強(qiáng)的區(qū)域，海水TCO2一般較低）；3（重要）、有機(jī)物的再礦化。（再礦化產(chǎn)生二氧化碳，水解為碳酸根和碳酸氫根離子，增加TCO2該過程對(duì)中深處水影響大）；4、碳酸根的沉淀與溶解（海洋鈣質(zhì)生物生長利用二氧化碳合成碳酸鈣，TCO2降低，死亡殼體進(jìn)入中深處海域由于壓力升高，碳酸鈣溶解，TCO2增加）

北太平洋北大西洋文石方解石飽和度垂直變化圖?大洋表層水對(duì)于方解石文石是過飽和的，方解石過飽和6倍，文石4倍，隨著深度的增加，兩者過飽和程度降低，直至跨過碳酸鈣飽和度Ω=1的線。溫躍層以深，碳酸鈣飽和度迅速下降。太平洋水深約500m，文石不飽和。方解石比文石難溶解，則飽和區(qū)域比文石的大。至深層海洋，兩者都不飽和，原因在于溫度降低、壓力升高及有機(jī)物氧化分解導(dǎo)致。此外，兩者在太平洋水體飽和程度均小于大西洋，因水體老

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第五章??主要生源要素的生物地球化學(xué)循環(huán)

主要營養(yǎng)鹽或生源要素?N、P、Si

海營養(yǎng)鹽來源有?大陸徑流的輸入、大氣沉降、海底熱液作用、海洋生物的分解

圖5.2.4什么樣的氮最多?開闊大洋表層水溶解有機(jī)氮DON；開闊大洋深層水NO3-和NO2- ；河口區(qū)NH4+多，?NO3-和NO2-次之，近岸海域NO3-和NO2-多，NH4+次之

海洋氮循環(huán)?1、氮的生物吸收?2、生物固氮作用 3、硝化作用?4、反硝化作用

硝化作用?在氧化性海水中，氨極易通過海洋細(xì)菌的作用被氧化成NO2-，進(jìn)一步氧化為NO3-

反硝化作用?溶解氧不飽和海水中，異養(yǎng)細(xì)菌將NO3-作為電子接受體用以代謝有機(jī)物，將NO3-?部分還原為NO2-，進(jìn)一步還原為氮?dú)?，該過程氮未結(jié)合到細(xì)菌生物體中

圖5.2.14 北太平洋北大西洋NO3-垂直分布?表層水NO3-濃度很低，深層水較高。NO3-濃度在真光層至1000m之間存在明顯濃度梯度。北太平洋深層水高于北大西洋。實(shí)際上，沿全球熱鹽環(huán)流路徑，即由北大西洋至北太平洋，北太平洋水體較老，且積累更多有機(jī)物礦化產(chǎn)生的硝氮，深海水中NO3-含量逐漸增加

圖5.2.16氮含量時(shí)間變化圖像?在沿岸海域，各種無機(jī)氮組分的含量往往存在季節(jié)性的變化。如在英吉利海峽，春季時(shí)由于浮游植物的生長，大量地吸收水體中的無機(jī)氮營養(yǎng)鹽；到夏季的時(shí)候，由于溫鹽躍層的阻隔作用，表層水難以得到補(bǔ)充，由此導(dǎo)致無機(jī)氮營養(yǎng)鹽的極度匱乏，限制了生物生產(chǎn)；冬季的時(shí)候，由于風(fēng)混合作用的加強(qiáng)，表層水中的無機(jī)氮組分得到深層水的補(bǔ)充而濃度升高

磷的停留時(shí)間計(jì)算：停留時(shí)間=海水中元素的儲(chǔ)量/元素輸入速率=海水中元素的儲(chǔ)量/元素遷出速率

計(jì)算題：P139~140 ?Broecker雙箱模型

圖5.4.6南半球表層水溶解硅酸鹽和硝酸鹽隨緯度的變化?硅藻吸收上層水體的硅酸鹽是非常有效的。在40°~50°S的海域，硝酸鹽濃度較高，但硅酸鹽濃度仍接近于0，說明這些海域的硅酸鹽濃度限制著浮游植物的生長。在55°S以南，硝酸鹽濃度和硅酸鹽濃度均比較高，是因?yàn)榇嬖趤啒O地上升流和生物吸收速率低所共同形成的，這些海域浮游植物的生長被認(rèn)為受光、低溫及痕量營養(yǎng)鹽如Fe等所限制。

圖5.4.8硅酸鹽的垂直分布?由于生物生長吸收硅酸鹽，表層水的活性硅酸鹽濃度相對(duì)較低。隨著深度的增加，海水中活性硅酸鹽濃度逐漸增加，但由于顆粒蛋白石的溶解速率很小，因而活性硅酸鹽并沒有在約1000m深度附近出現(xiàn)極大值的分布特征。

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第六章??海洋中的痕量金屬

痕量金屬來源?大陸徑流、大氣沉降、海底熱液作用、海底沉積物間隙水向上覆水體的擴(kuò)散及人類活動(dòng)的輸入

痕量金屬垂直分布特點(diǎn)?1、保守行為型，2、營養(yǎng)鹽型，3、表層富集型，4、中層極小值型，5、中層極大值型，6、中層亞氧層的極大或極小值型，7、缺氧水體的的極大或極小值型

保守行為型?垂直分布與溫度鹽度變化相一致，受控于物理過程如水體平流擴(kuò)散

營養(yǎng)鹽型?圖6.3.3中心北太平洋溶解態(tài)Ni Cu Zn Cd分布特征類似于主要營養(yǎng)鹽，在深層水有富集現(xiàn)象，如Ni Cu Zn Cd等。這些元素與主要營養(yǎng)鹽往往存在良好正相關(guān)關(guān)系。產(chǎn)生這類分布的原因與主要營養(yǎng)鹽相似，及這些金屬元素在上層水體中被浮游生物所吸收，生物死亡后，部分生源物質(zhì)在上層水體再循環(huán)，另有部分通過顆粒沉降輸至中深層。當(dāng)進(jìn)入中深層水體的顆粒物發(fā)生再礦化作用，這些營養(yǎng)元素重新回到水體中，由此形成表層低，中深層高的分布。深層水相對(duì)于表層水富集這類痕量金屬相關(guān)因素：1、元素在生物體的富集因子，2、元素的顆粒沉降通量，3、水體運(yùn)動(dòng)的速率。（三種子類型：中層極大值，深層極大值，中深層極大值）

中層極小值型?消除型元素：海水中溶解態(tài)鋁在中層水體存在濃度極小值，表層較高濃度來源于大氣沉降的輸入，深層則來自沉積物中鋁重新溶解后向上覆水體擴(kuò)散。中層由于該區(qū)域距離源區(qū)較遠(yuǎn)，同時(shí)通過吸附至沉降硅質(zhì)外殼而遷出所共同形成。類似痕量金屬有Sn ?Cu2+

中層亞氧層的極大或極小值型?少量溶解氧情況下為亞氧化環(huán)境，最明顯的出現(xiàn)在沿岸上升流區(qū)和水體運(yùn)動(dòng)不活躍的區(qū)域，如太平洋秘魯上升流區(qū)和印度洋阿拉伯海。亞氧化環(huán)境中，部分金屬發(fā)生還原作用，若某一金屬還原態(tài)比氧化態(tài)溶解度更大，則呈現(xiàn)該水層極大值分布，如二價(jià)錳和二價(jià)鐵離子。反之則產(chǎn)生極小值的分布形態(tài)

水痕量金屬比較?許多元素太平洋深層水濃度高于大西洋，原因在于太平洋深層水較老的年齡讓它們累計(jì)更多來自上層水體的金屬元素，Pb2+ Al3+例外。太平洋深層水中溶解態(tài)Pb和Al濃度低于大西洋深層水，原因在于其在大西洋表層具有較高的輸入通量，且在深海環(huán)流流動(dòng)過程中它們不斷從水體中清除遷出，導(dǎo)致無法在太平洋深層水中累積。

計(jì)算：P187~188，海水中鐵輸出通量的大小通過碳輸出通量來估算

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第七章 ?海洋有機(jī)地球化學(xué)

有機(jī)組分1、氨基酸和蛋白質(zhì)，2、碳水化合物，3、類脂，4、色素，5、腐殖質(zhì)（由細(xì)胞內(nèi)組分聚凝形成。腐殖酸、富里酸、胡敏素。腐殖化過程受限于氧含量和粘土礦物質(zhì)量。）

圖7.2.5 顆粒態(tài)碳水化合物的垂直分布?顆粒態(tài)碳水化合物含量整體隨深度增加而降低，原因與水溶性聚合物降解有關(guān)。

圖7.2.6 溶解態(tài)碳水化合物的垂直分布?未觀察到明顯規(guī)律。海洋水體中碳水化合物90％~95％存在于溶解相中，溶解態(tài)碳水化合物含量一般為幾毫克每升，在具有高有機(jī)物含量的淺海水體中，含量一般很高。在太平洋印度洋和大西洋等開闊大洋表層水中，溶解態(tài)碳水化合物的含量介于0.2~1.4g/m3 ，比邊緣海低。

P214 表7.2.6 ，陸源腐殖質(zhì)有明顯芳香核心結(jié)構(gòu)。元素組成，陸源低氫低氮低硫，海源相反。與河水、湖水等陸地天然水比較，海水中顆粒有機(jī)碳POC濃度一般較低，隨深度而降低說明POC來源于上層水體生物的光合作用。開闊大洋表層水POC含量僅介于1~17μmol/dm3，深層水更低。受陸源輸送有機(jī)物的影響，河口與近岸海域水中POC濃度較高。

第八章??同位素化學(xué)海洋學(xué)

同位素化學(xué)海洋學(xué)研究特點(diǎn)?通過核素微觀核性質(zhì)的變化來反映宏觀海洋學(xué)過程的信息，運(yùn)用同位素示蹤開展海洋科學(xué)研究有助于深化對(duì)海洋學(xué)過程的認(rèn)識(shí)。

同位素分餾?同一元素同位素之間由于核質(zhì)量差別，其物理化學(xué)性質(zhì)存在微小差別，經(jīng)物理化學(xué)或生物過程后，體系不同部分同位素組成將發(fā)生微小但可測量的改變。