國科大化學(xué)海洋學(xué)期末復(fù)習(xí)重點(diǎn)(匯編)

1、精品文檔海水的化學(xué)組成鹽度：在lkg海水中，將所有的碳酸鹽轉(zhuǎn)變?yōu)檠趸铮械陌暮偷鉃榈饶柕穆人〈?且所有有機(jī)物被氧化以后，所含全部固體物質(zhì)的總克數(shù)。單位g/kg,符號S%。氯度：在lkg海水中，當(dāng)所有的澳和碘為等摩爾的氯所取代，所含氯的克數(shù)。單位g/kg,符號Cl%0海洋鹽度的分布：沿岸海域，受河流徑流和地I、水輸入的影響，鹽度變化大開闊大洋,表層水鹽度主要受控于蒸發(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平衡亞熱帶海域較高鹽度赤道和極地附近海域較低鹽度北人西洋鹽度高于北太平洋原因在于北人西洋海水蒸發(fā)速率約為北太平洋的兩倍，而兩個(gè)人洋的降雨量接近，盡管輸入北人西洋的河水量高于北太平洋

2、，但海水蒸發(fā)的效應(yīng)要強(qiáng)于淡水輸送的影響。海水中元素存在形態(tài)：1顆粒物質(zhì)2膠體物質(zhì)3氣體4真正溶解物質(zhì)元素組成：常量元素：在海水中的濃度高于0.05mmol/kg,其中包扌舌Na+K+Ca2+Mg2+Sr2+5種陽離子Cl-SO42-BrHCOf(CO32-)F5種陰離子和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變的。原因：水體在海洋中的遷移速率快于海洋中輸入或遷出這些元素的化學(xué)過程的速率。因?yàn)榧尤牖蜻w出水并不會改變海洋中鹽的總量，僅僅是離子濃度和鹽度的變化而已，對于其中的常量元素，它們之間的比值基本保持恒定元素的停留時(shí)間定義計(jì)算23元素在海水中的停SBJIBJ海洋某

3、一元素在海水中以溶解態(tài)存在的總量Q-溶解態(tài)元素從河流輸入到海洋的速率R-溶解態(tài)元素從海洋的輸出速率海水中某一元素的停留時(shí)間7=-Q海水中的元素輸出與辱的含量成正tt:R=kM（k為輸出速率常數(shù)）M1T-=ek痕量元素海水中濃度小于50imol/kg和濃度小于0.05umol/kg的元素分別稱為微量和痕量元素定義意義分析采樣手段來源、遷出來源：大陸徑流、人氣沉降、海底熱液作用、海底沉積物間隙水向上覆水體擴(kuò)散、人類活動遷出：氧化壞境下顆粒物表面的吸附與沉淀結(jié)合進(jìn)入生源顆粒物還原性壞境硫酸鹽還原為S2-,S2-和溶解態(tài)金屬濃度高，可以產(chǎn)生硫化物沉淀（FeS2）熱液活動垂直分布：7類分布特點(diǎn)級形成原因

4、及代表元素1、保守行為型其垂直分布與溫度、鹽度變化相一致。僅受控于物理過程，不會富集于生源物質(zhì)。Rb+Cs+MoO42-W042-.9J太平洋Mo042W042的垂直分布2、營養(yǎng)鹽型垂直分布類似于主要營養(yǎng)鹽。均在深層水存在富集的現(xiàn)彖三種子類型中層深度存在極人值2深層水存在極人值3中層與深層同時(shí)存在極人值(In|(10nxXg(Cdl(l(T,0moAg)3、表層富集型首先是由供給源輸送至表層水，而后迅速并永久地從海水中遷出。引起表層富集的過程主要包拾答，1）大氣輸送進(jìn)入海洋，如Pb。Pb上耍通過人類燃燒含Pb汽油進(jìn)入大氣，并被大氣氣溶膠顆粒所吸附，其后顆粒態(tài)Fb上耍通過降雨輸送進(jìn)入海洋表層：由

5、河流輸送或由陸架沉積物釋放，而后通過水平混合進(jìn)入殲闊大洋，形成表層或次表層極大值Mn).生物過程導(dǎo)致的氧化還原反應(yīng)會使還以態(tài)金屈元索在表層或次表層出現(xiàn)極大值，例如Cr(IlD.As(III).Al(nmol/kg)102030404、中層極小值型表層水中溶解態(tài)Al較高的濃度來自大氣沉降的輸入，而深層水溶解態(tài)AI較高的濃度來自沉積物中的AI重新溶解后向上覆水體的擴(kuò)散。中層水體的極小值是由于該區(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。Sn5、中層極人值型元素存在中層的來源，如海底熱液的水平輸送6、中層亞氧層的極人或極小值型Fe2+Mn2+7、缺氧水體中的極人或極小值型水平分布許多元素在太

6、平洋深層水中的濃度高于人西洋深層水，原因在于太平洋深層水較老的年齡讓它累積了更多來自上層水體的金屬元素。例外Pb2+A卩+,太平洋深層水中溶解態(tài)Pb和AI濃度低于人西洋深層水，原因在于它們在人西洋表層具有較高的輸入通量，且在深海壞流流動過程中它們不斷地從水體中清除、遷出，導(dǎo)致無法累積在太平洋深層水中。營養(yǎng)鹽NPSi來源生物學(xué)意義海水中的各種氮的存在形態(tài)總結(jié)如下:C溶解無機(jī)氮(DIN):%、n2ono、no2NI環(huán)涪解気(DTN)fNH4+,NO2,NO3-,總氮(TN)(nh2oh).溶解有機(jī)氮(DON)l顆粒氮(PN)核酸、蛋白質(zhì).氨基酸.尿素尊氮的輸入：1火山活動Nh各種無機(jī)和有機(jī)形態(tài)的氮

7、；2河流；3人氣：2氮循壞和轉(zhuǎn)化的關(guān)鍵過程：硝化，反硝化，固氮，同化，礦化，氨氧化硝化過程(Nitnfication)Step1Ammoniaoxidation:NH3+1%ChNOj-+H*+H2OStep2Nitriteoxidation:NO：-+1%O2NO3*反硝化過程(Dtnilrificalion)NOf-h6H*45Lt+3H?O固氮過程(Nilrogenfixation)N2+8H+8e-416ATP2NH34-H2416ADP+16Pi(biological)同化過程(Assimilaiion)InorgN(含尿素)一OrgN礦化過程(Mineralition)OrgNIn

8、orgN氨氧化過程(Anammoxprocess)NHtNi從三大洋的NCh-N的垂直分布圖（圖3.3.13）,可以看出三大洋硝酸鹽的含量為：印度洋太平洋大西洋，表層硝酸鹽被浮游植物所消耗，含量較低，甚至達(dá)到分析零值，在500-800m處含量隨深度急劇增加，在500-1000大值，廉大值以下的含戢隨深度的變化很小印度洋、大西洋深層水的NO,含雖高于大西洋深層水，實(shí)際上沿著全球熱鹽環(huán)流的路徑，深層水中的NO：-含量是逐漸增加的,原丙在于伴隨著水體年齡的變老，積累了由有機(jī)物再礦化釋放的NO幾0(MK4000010203040圖3.3.13三大洋的NO3-N的垂直分布Recychng(oxidizi

9、ng)bacteriaInorganicN(fl.NOf)OrganicN1proUifitc.)planktonBenthicrecycling(oxidize)bactenaThateoneofseriesofpagespresencng創(chuàng)mpieschematiccydesofnutnentsmEarthsoceans.ThotherpagesaroconcernedwHhphosphorous.MiconndironCriticalthoughts:PhotosynthescerscanonlyuwNinitsmorgsincforms(g.nitrate(MO*).Rocydingb

10、octorwatdepthreturnNIoitsmorgamcforms.RocydengatdepthmaMsupwolngcriticaltobeotooulproductivity.DiltefenceifromothercydM：AtmosohencreMrvoirofN2VeryIrtttekos$ofrWogenIoMKfanents.and9)usbalenaturaletmionaifluxfromrrverstoooearaNisseeminglyGemostoommontyimuignuftlenmmarwwocosyMemsL8RSFMGMdrwrfCyMM3ZKW圖3

11、.3.7海洋氮循環(huán)模型精品文檔精品文檔精品文檔氮循壞：海洋中的生物通過固氮作用直接利用溶解在海水中的N2,進(jìn)入海洋中的DIN可以被海洋生物通過初級生產(chǎn)過程所利用。當(dāng)這些生物死后，部分PON由于顆粒重力作用從上層水體遷出，部分在上層水體中再礦化為無機(jī)營養(yǎng)鹽，為其它生物所吸收利用。沉降至中、深層海洋的打大部分PON由于微生物的消化作用被再礦化為無機(jī)組分（N03-）,并通過垂直平流和擴(kuò)散重新提供至上層海洋。微生物用過反硝化作用吧海水中的N03-轉(zhuǎn)化為N2,重新回到大氣。磷的來源與遷出來源：1陸地徑流輸入2人氣沉降3火山活動遷出：1有機(jī)質(zhì)的埋藏2磷在粘土、鐵水化合物上的吸附與沉淀3磷灰石的埋藏4海底熱

12、液作用MarinenutrientcyclesII:PhosphorousThisisoneofaseriesofpagespresentingsimpleschematiccyclesofnutrientsmEarthsoceansTheotherpagesareconcernedwithnitrogen,silicon.andIron.Criticalthoughts:AswrthN.photosynthesizerscanonlyusePinitsKxgamcforms(e.g.phosphateAswithN,recyclingbacteriaatdepthreturnPtoitsin

13、organcformsAswithN.recyclingofPatdepthmakesupwecriticaltobiologicalproductivity.Differencesfromothercycles.UnH(eN.noatmosphericreservoirofP.ComparedtoN.fasterrecyclingofPhighermwatercolumnmakesupwellinglesscribcai.SomelossofPtosediments,andthusSomeerosionalfluxfromnverstoocoansLBRMGMumMCycMMMOOt圖3.2

14、.4海洋磷循環(huán)上層海水中，主要以生物吸收和轉(zhuǎn)化為主，中層海水中，主要是化學(xué)遷移和轉(zhuǎn)化；深層海水主要以沉積礦化為主。精品文檔硅的來源與遷出：來自河流輸送、沉積物間隙水的擴(kuò)散作用和海底熱液作用，遷出途徑為上層浮游生物硅質(zhì)外殼的沉降和河I區(qū)顆粒物的吸附垂直分布分布規(guī)律：隨緯度的增加而增加；隨深度的增加而增加：在太平洋、印度洋含量人于大西洋；近岸淺海海域的含量犬于大洋水的含量。營養(yǎng)鹽限制及原因一般來說，沿斥和較封閉海域易發(fā)生P限制；在水交換較好的外海和人洋上多發(fā)生N限制；在咸淡水交界的河口地帶易出現(xiàn)幾種營養(yǎng)鹽的同時(shí)或交替限制。富營養(yǎng)化：海水中營養(yǎng)物質(zhì)過度增加，并導(dǎo)致生態(tài)系統(tǒng)有機(jī)質(zhì)增多、低氧區(qū)形成、浹華

15、暴發(fā)等一些異常改變的過程海水中的溶解氣體溶解度的定義影響因素飽和度溶解度：在現(xiàn)場大氣壓為101.325kPa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、鹽度下該氣體的溶解度影響因素：溫度鹽度氣體本身性質(zhì)氣體分壓飽和度：現(xiàn)場溫度、鹽度條件卞，某氣體在海水中的實(shí)際濃度占該氣體溶解度的百分屋溫室氣體：大氣中能吸收地面反射的太陽輻射、并重新發(fā)射輻射的一些氣體。包括C02COCH403NOH20CFCs道爾頓分壓定律U!、道爾頓氣體分壓定律大氣氣體的定量組成可用道爾頓氣體分壓定律來描述，亦即對于一定體積的混合氣體，其總壓力等于各組成氣體分壓之和。Pt=Pn2+Po：+Pat+Pn20+（1

16、）假設(shè)這些氣體服從理想氣體行為，則每種氣體的分壓為：Pn.RT/V（理想氣體方程,在干空氣中，理想狀態(tài)下各組成氣體的摩爾分?jǐn)?shù)等于其分壓。（2）對于非理想狀態(tài)下的氣體，可用范德華狀態(tài)方程來描述：（Pi+帶）（？-mb）=n.RT式中，axb為范得華常數(shù)，“是與分子間引力有關(guān)的常數(shù)，b是與分子體積和壓縮系數(shù)有關(guān)的常數(shù)。24溶解氧的來源與消耗來源：大氣：生物光合作用消耗：呼吸作用：海洋有機(jī)物的分解；海洋無機(jī)物的氧化作用DO的補(bǔ)償深度：在海洋某一深度，氧的產(chǎn)生速率恰好等于消耗速率，這一深度被稱為AOU概念計(jì)算1表觀耗氧量（ApparentOxygenUtilization,AOU）（1）假設(shè)海表面水體

17、與大氣處于平衡，水體的含氧量達(dá)到飽和，水體下沉后，由于有機(jī)物等的分解作用，DO的含量發(fā)生了變化，兩者之差稱為AOU。AOU=DOS-DO其中DOS是在壓力為latm,相對濕度為100%,指定溫度和鹽度下氧的溶解度，DO為實(shí)測的溶解氧濃度。DO垂直、水平分布o(jì)2(nM)50100150200250300OOO00000023E)HldHdNorthAtlanticNorthPacinc31）5001000m存在溶解氧極小值；（2）深水中相對較高的溶解氧：（3）北太平洋深層水溶解氧明顯低于北人西洋。中層溶解氧極小值是有機(jī)物氧化分解與富含0：冷水的平流輸送之間平衡的結(jié)果。在犬西洋、太平洋和印度洋，表

18、層至00m深度區(qū)間，南極中層水（AAIW）的入侵可明顯看出。北犬西洋深層水（NADW）是高溶解氧海域，從60F的表層2000m向南至南人西洋3000m均存在溶解氧極人值。這些NADW在向太平洋、印度洋的北向輸送過程中逐漸損失0=o南極底層水的形成也導(dǎo)致了南人洋高的溶解氧。表層：溶解氧含量上下基本一致的，與大氣處于或者接近平衡。（海一空交換、風(fēng)力作用混合和垂直交換）次表層（真光層內(nèi)）：會出現(xiàn)氧的極大值（通常約在50m以內(nèi)）（光合作用產(chǎn)生氧的速率氧擴(kuò)散速率，出現(xiàn)暫時(shí)積累）真光層以下：氧含量隨水深增加逐漸降低。氧消耗速率較高時(shí)會岀現(xiàn)氧最小值層（約在1000m以內(nèi)）。（有機(jī)物分解耗氧，氧的補(bǔ)充速率小于

19、真光層）深層水（氧最小層以下）：隨深度増加溶解氧含量逐漸增加。（高緯地區(qū)低溫富氧水下沉補(bǔ)充交換所致）貧氧區(qū)海洋有機(jī)物海洋有機(jī)質(zhì)的生物化學(xué)分類：1類脂化合物2碳水化合物3氨基酸4腐殖質(zhì)(腐殖酸富里酸胡敏素)5維生素6色素新生產(chǎn)力：由光合作用區(qū)域以外所提供營養(yǎng)鹽支持的凈初級生產(chǎn)力份額DOM的來源和遷出外部來源：大氣輸入河流輸入內(nèi)部來源：1浮游植物的細(xì)胞外釋放2攝食導(dǎo)致的DOM釋放或外泄3細(xì)胞溶解的DOM釋放4顆粒物的溶解5細(xì)菌的轉(zhuǎn)化和釋放6海洋沉積物遷出：生物消耗：光轉(zhuǎn)化；吸附至顆粒物PH空間變化北大西洋和北太平洋pH值的垂直分布假設(shè)某海水的pH值完全由其無機(jī)碳體系所控制，則溫度升高時(shí)，pH值降低

20、：鹽度增加時(shí),pH值增加；壓力增加時(shí),pH值降低;Ca(Mg)COs沉淀形成時(shí)，pH值降低o答：A洼層水觀察到山生物光合作用導(dǎo)致的pH極大值，生物的光合作用會遷出水休中的C02,導(dǎo)致pH值增加：B隨深度的增加，pH值逐漸降低，至1000m左右出現(xiàn)極小值，該區(qū)何的降低是市亍生源碎檔的氧化分解所導(dǎo)致。pH值的極小值所處層位與DO極小值和pC02極大值所處層位相同。C深層水中pH值的增加來IiCaCO3的溶解。Aik概念TCO2計(jì)算PCO2海水中氫離子接受體的凈濃度總和稱為堿度或總堿度，用符號TA或Aik表示TA=HCO3+2|CO33-|B(OH)4_+OH斗HPOj+2|PO?_1+|H3SiO4_+|HS_+NH$-H+f-HSO/J-HF-H3PO,J其中EFp為H+自由離子的濃度。TAuHCO門+2|CO33_+B(OH)r+|OH-H=PA這里稱之為實(shí)用堿度(PA)海水中簇酸氫鹽和兩倍碳酸很離子摩爾濃度的總和稱為碳酸堿度，單位為mol/dm或mol/kg,通常以符號CA表示：CA=HCO3+2CO32_=PA-B(OH)/-|OH+H+Aik影響因素1鹽度的影響2碳酸鈣的沉淀和溶解3氮的生物