大学化学期末考试复习资料（化学海洋学期末复习重点）

海水的化学组成 盐度：在1kg海水中，将所有的碳酸盐转变为氧化物，所有的溴和碘为等摩尔的氯所取代，且所有有机物被氧化以后，所含全部固体物质的总克数。单位g/kg，符号S‰ 氯度: 在1kg海水中，当所有的溴和碘为等摩尔的氯所取代，所含氯的克数。单位g/kg，符号Cl‰ 海洋盐度的分布： 沿岸海域，受河流径流和地下水输入的影响，盐度变化大 开阔大洋，表层水盐度主要受控于蒸发导致的水分损失与降雨导致的水分增加之间的相对平衡 亚热带海域较高盐度 赤道和极地附近海域较低盐度 北大西洋盐度高于北太平洋原因在于北大西洋海水蒸发速率约为北太平洋的两倍，而两个大洋的降雨量接近，尽管输入北大西洋的河水量高于北太平洋，但海水蒸发的效应要强于淡水输送的影响。 海水中元素存在形态：1 颗粒物质 2胶体物质 3气体 4真正溶解物质 元素组成：常量元素：在海水中的浓度高于0.05mmol/kg，其中包括Na K Ca2 Mg2 Sr2 5种阳离子 Cl- SO42- Br- HCO3-(CO32- ) F- 5种阴离子和H3BO3分子 恒比定律：海水的大部分常量元素，其含量的比值基本上是不变的。 原因：水体在海洋中的迁移速率快于海洋中输入或迁出这些元素的化学过程的速率。因为加入或迁出水并不会改变海洋中盐的总量，仅仅是离子浓度和盐度的变化而已，对于其中的常量元素，它们之间的比值基本保持恒定 元素的停留时间 定义 计算

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痕量元素

海水中浓度小于50μmol/kg和浓度小于0.05μmol/kg的元素分别称为微量和痕量元素

定义 意义 分析采样手段

来源、迁出

来源：大陆径流、大气沉降、海底热液作用、海底沉积物间隙水向上覆水体扩散、人类活动

迁出：氧化环境下颗粒物表面的吸附与沉淀

结合进入生源颗粒物

还原性环境 硫酸盐还原为S2-，S2-和溶解态金属浓度高，可以产生硫化物沉淀（FeS2）

热液活动

垂直分布：7类 分布特点级形成原因 及代表元素

1、保守行为型 其垂直分布与温度、盐度变化相一致。仅受控于物理过程，不会富集于生源物质。 Rb Cs MoO42- WO42-

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2、营养盐型 垂直分布类似于主要营养盐。均在深层水存在富集的现象

三种子类型：1中层深度存在极大值 2 深层水存在极大值 3中层与深层同时存在极大值

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3、表层富集型 首先是由供给源输送至表层水，而后迅速并永久地从海水中迁出。引起表层富集的过程主要包括

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4、中层极小值型 表层水中溶解态Al较高的浓度来自大气沉降的输入，而深层水溶解态Al较高的浓度来自沉积物中的Al重新溶解后向上覆水体的扩散。中层水体的极小值是由于该区域距离源区较远，同时通过吸附至沉降硅质外壳而迁出。 Sn

5、中层极大值型 元素存在中层的来源，如海底热液的水平输送

6、中层亚氧层的极大或极小值型 Fe2 MN2

7、缺氧水体中的极大或极小值型

水平分布

许多元素在太平洋深层水中的浓度高于大西洋深层水，原因在于太平洋深层水较老的年龄让它累积了更多来自上层水体的金属元素。例外Pb2 Al3 ，太平洋深层水中溶解态Pb和Al浓度低于大西洋深层水，原因在于它们在大西洋表层具有较高的输入通量，且在深海环流流动过程中它们不断地从水体中清除、迁出，导致无法累积在太平洋深层水中。

营养盐

N P Si 来源 生物学意义

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氮的输入：1火山活动NH3，各种无机和有机形态的氮；2河流；3大气：N2

氮循环和转化的关键过程：硝化，反硝化，固氮，同化，矿化，氨氧化

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氮循环：海洋中的生物通过固氮作用直接利用溶解在海水中的N2，进入海洋中的DIN可以被海洋生物通过初级生产过程所利用。当这些生物死后，部分PON由于颗粒重力作用从上层水体迁出，部分在上层水体中再矿化为无机营养盐，为其它生物所吸收利用。沉降至中、深层海洋的打大部分PON由于微生物的消化作用被再矿化为无机组分（NO3-），并通过垂直平流和扩散重新提供至上层海洋。微生物用过反硝化作用吧海水中的NO3-转化为N2，重新回到大气。

磷的来源与迁出

来源：1陆地径流输入 2大气沉降 3 火山活动

迁出：1有机质的埋藏 2磷在粘土、铁水化合物上的吸附与沉淀 3磷灰石的埋藏 4海底热液作用

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上层海水中，主要以生物吸收和转化为主，中层海水中，主要是化学迁移和转化；深层海水主要以沉积矿化为主。

硅的来源与迁出：来自河流输送、沉积物间隙水的扩散作用和海底热液作用，迁出途径为上层浮游生物硅质外壳的沉降和河口区颗粒物的吸附

垂直分布

分布规律：随纬度的增加而增加；随深度的增加而增加；在太平洋、印度洋含量大于大西洋；近岸浅海海域的含量大于大洋水的含量。

营养盐限制及原因

一般来说，沿岸和较封闭海域易发生P限制；在水交换较好的外海和大洋上多发生N限制；在咸淡水交界的河口地带易出现几种营养盐的同时或交替限制。

富营养化：海水中营养物质过度增加，并导致生态系统有机质增多、低氧区形成、藻华暴发等一些异常改变的过程

海水中的溶解气体

溶解度的定义 影响因素 饱和度

溶解度：在现场大气压为101.325kPa时，一定温度和盐度的海水中，某一气体的饱和含量称为该温度、盐度下该气体的溶解度

影响因素：温度 盐度 气体本身性质 气体分压

饱和度：现场温度、盐度条件下，某气体在海水中的实际浓度占该气体溶解度的百分量

温室气体：大气中能吸收地面反射的太阳辐射、并重新发射辐射的一些气体。包括CO2 CO CH4 O3 NO H2O CFCs

道尔顿分压定律

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溶解氧的来源与消耗

来源：大气；生物光合作用

消耗：呼吸作用；海洋有机物的分解；海洋无机物的氧化作用

DO的补偿深度：在海洋某一深度，氧的产生速率恰好等于消耗速率，这一深度被称为~

AOU概念 计算

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DO垂直、水平分布

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1）500~1000m存在溶解氧极小值；（2）深水中相对较高的溶解氧；（3）北太平洋深层水溶解氧明显低于北大西洋。中层溶解氧极小值是有机物氧化分解与富含O2冷水的平流输送之间平衡的结果。在大西洋、太平洋和印度洋，表层至~900m深度区间，南极中层水（AAIW）的入侵可明显看出。北大西洋深层水（NADW）是高溶解氧海域，从60°N的表层~2000m向南至南大西洋3000m均存在溶解氧极大值。这些NADW在向太平洋、印度洋的北向输送过程中逐渐损失O2。南极底层水的形成也导致了南大洋高的溶解氧。

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贫氧区

海洋有机物

海洋有机质的生物化学分类：1类脂化合物 2碳水化合物 3氨基酸 4腐殖质（腐殖酸 富里酸 胡敏素）5维生素 6色素

新生产力：由光合作用区域以外所提供营养盐支持的净初级生产力份额

DOM 的来源和迁出

外部来源：大气输入 河流输入

内部来源：1浮游植物的细胞外释放 2摄食导致的DOM释放或外泄 3细胞溶解的DOM释放 4颗粒物的溶解 5细菌的转化和释放 6海洋沉积物

迁出：生物消耗；光转化；吸附至颗粒物

PH 空间变化

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假设某海水的pH值完全由其无机碳体系所控制，则温度升高时，pH值降低；盐度增加时，pH值增加；压力增加时，pH值降低；Ca(Mg)CO3沉淀形成时，pH值降低 。

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Alk概念 TCO2计算 PCO2

海水中氢离子接受体的净浓度总和称为碱度或总碱度，用符号 TA 或 Alk 表示

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Alk影响因素

1盐度的影响

2碳酸钙的沉淀和溶解

3氮的生物吸收和有机物再矿化

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太平洋表层水的Alk低于大西洋，而深层水的Alk高于大西洋。表层水的差异主要是因为大西洋由蒸发导致的高盐度，深层水的差异原因在于太平洋水年龄更老，其累积了更多由CaCO3溶解所释放的CO32-。

CO2体系化学平衡 公式

自己算去

CaCO2饱和深度：实测的海水中 CO32−浓度垂直分布曲线将与 CO32−饱和浓度的垂直分布曲线产生交点，该交点对应的深度即称为饱和深度

同位素：核内具有相同质子数而有不同中子数的一系列原子。

同位素丰度

绝对丰度：某一同位素在所有各种稳定同位素总量中的相对份额，常以该同位素与1H或28Si的比值表示。（地外物质）

相对丰度：指同一元素各同位素的相对含量。

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18O的纬度效应

全球而言，高纬度表层海水中的18O贫乏，而低纬度海水中18O富集。与此同时，

盐度也呈现了相同的现象。

原因有三：

1）低纬度的海域蒸发量大于降水量；而高纬度相反。

2）18O与16O比较易凝结不易蒸发

3）借助大气环流，水汽在由低纬度的向高纬度输送的过程中，由于不断凝结，降水中的18O逐渐变少

沉积循环

沉积物基本搬运方式：河流搬运 风力搬运 重力搬运 冰川搬运

沉积物来源与分类

来源观点

①陆源，主要是陆地岩石风化剥蚀的产物

②海洋组分，主要是从海水中由生物作用和化学作用形成的各种沉积物

③火山作用形成的火山碎屑，大洋裂谷等处溢出的来自地幔的物质，以及来自宇宙的宇宙尘

成因观点

①陆源沉积物，是大陆侵蚀的产物被河水、冰川及风力的搬运作用在海底的沉积物

②生物成因沉积物，是海洋生物碎屑和遗体在海底沉积而成

③化学成因或自生沉积物，是海水溶液中的物质经化学反应沉淀在海底，又包括沉积成因和成岩作用的两种

④火山成因的沉积物

⑤宇宙成因的物质

硅质钙质软泥 特点 分布

远洋沉积物 非远洋沉积物

成岩作用 五类 三要素

再矿化 矿化

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