海洋化学复习资料
第一章
1.化学海洋学的研究内容：（p2）
研究海洋环境中各种物质的含量，存在形式，化学组成及其迁移变化规律以及控制海洋物质循环的各种过程与通量，特别是海——气，海——底，海——陆，海——生等界面的地球化学过程与通量，可用“含量，迁移，过程，通量”来概括化学海洋学的研究内容。
2.化学海洋学的奠基者-挑战者号的意义（p3，p6）
化学海洋学是一门年轻的学科，以英国的“挑战者”号调查为起点。挑战者号航行了13万千米，调查了南北美，南非，澳大利亚，新西兰，香港，日本及数百个大西洋和太平洋岛屿，获得了大西洋，太平洋和南大洋大约1.3万种不同的动物和植物样本以及1441份水样，成功地确定了海底的两个主要路标：大西洋中脊和马里亚纳海沟。挑战者号对深海的勘测以及对世界海洋的温度，洋流，化学成分，海洋生物的调查，开启了人们对海洋物理，化学和生物学性质的了解。
第二章
1.水的性质
?水具有异常高的冰点和沸点，导致其具有高的热容量
?水具有异常的密度变化
?水中盐分的增加导致渗透压增加
?水中盐分的增加导致冰点的降低以及达到最大密度的温度降低
?水是极好的溶剂
2.现代海水的种类：颗粒物质，胶体物质，气体，真正溶解物质
颗粒物质：由海洋生物碎屑等形成的颗粒有机物和各种矿物所构成的颗粒无机物；
胶体物质：多糖、蛋白质等构成的胶体有机物和Fe、Al等无机胶体；
气体：保守性气体（N2、Ar、Xe）和非保守气体（O2、CO2）；
真正溶解物质：溶解于海水中的无机离子和分子以及小分子量的有机分子。
3.海水的元素组成：微量元素，常量元素
常量元素：在海水中的浓度一般高于0.05mmol/kg，其中包括钠，钾，钙，镁，Sr等5种阳离子，氯，硫酸根，溴，碳酸氢跟（碳酸根），氟等5中阴离子和H3BO3 分子，它们构成了海水溶解态组分的99%以上
微量元素：在海水中的浓度一般小于0.05μmol/kg，包括Li,Ni,Mn,Fe,Zn,Pb,Cu,Co,U,Hg等金属元素
4.Marcet-Dittmar恒比定律，原因（p18-19）
Marcet-Dittmar恒比定律:尽管各大洋各海区海水的含盐量可能不同，但海水主要溶解成分的含量间有恒定的比值
原因：水体在海洋中的迁移速率快于海洋中运输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，它们之间的比值人基本保持恒定
5.影响海水常量元素组成非恒比性的因素
河口区：大量外来物质的输入
缺氧海盆：缺氧导致细菌发生还原作用
海冰的形成：元素的变化
矿物的沉淀与溶解：主要是Ca2+的变化
海底热液的输入：海底火山等
与盐卤水的混合：形成沉淀
海-气界面物质的交换：界面交换导致元素含量变化
沉积物间隙水的影响：间隙水的组成不同
6.相关盐度定义
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，以s‰表示。
1969年电导盐度定义s‰=1.80655×Cl ‰
实用盐度：在1个标准大气压下，15℃的环境温度下，海水样品与KCl标准溶液的电导比。无量纲，符号：S。
7.海洋水体运动过程：平流，湍流
平流作用导致水体经历大尺度的净替换，而湍流作用是水分子的随机运动。
平流作用可将水体在水平与垂直方向上运动，最典型的例子即全球热盐环流。平流作用速率比湍流作用来得快，水团往往可保留住它们最后一次在海表面时所获得的温度、盐度特征，因此，可以利用深层水团独特的温度、盐度信号来追踪热盐环流的路径。
水体的湍流混合受密度梯度所控制，由于海水垂向密度层化较强，因此，水平湍流作用比垂向湍流作用所起作用的空间尺度更大。对于绝大多数海洋水平环流，从技术上是无法区分水平平流与水平湍流在水体运动中各自的贡献。
垂向湍流又称为涡动扩散，即与分子扩散相类似。用于支持涡动扩散的能量主要来自海面风的作用、相邻水团之间的剪切力和沉积物—水界面的摩擦力。湍流混合作用比平流输送慢约103-105倍。
温室气体：H2O,CO2,CH4,O3,NO,氟氯烃
第三章
1.气体溶解度定义
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、盐度下的气体溶解度。
2.气体在海水中的溶解度规律(图分析) （图在42页）
?气体在海水中的溶解度一般随分子量的增加而增（CO2例外）；
?气体在海水中的溶解度随温度的升高而降低；
?气体在海水中的溶解度一般小于其在淡水中的溶解度；
?如果实测海水中气体浓度超过与大气平衡时的浓度，称为过饱和；如果二
者相等，则称为饱和；否则称为不饱和。
3.海气界面气体交换模型，通量表达式及影响因素
海气界面气体交换模型: 海洋上方的大气充分混合；上层海水也充分混
合（混合层）；大气与海水以一层“静止”的水薄膜隔开，气体通过分子扩散穿
过此薄膜。在这种情况下，该薄膜层顶部水体中气体的浓度与其上方的大气达到
通量表达式：
影响因素：薄膜层的厚度（z）。薄膜层越厚，气体分子于薄膜层运动的时间越长，气体交换速率越慢；气体分子在海水中的扩散速率（D A），水体温度越高，气体分子运动越快；薄膜层顶部和底部气体浓度的差异，浓度梯度越大，气
体扩散输送越快
4.影响非活性气体偏离饱和的因素
?气压偏离标准大气压
?气泡的部分溶解
?空气的注入
?热量与气体交换的差异
?不同温度水团的混合
?放射来源与原生来源的加入
5.溶解氧的来源与消耗
溶解氧的来源：大气：大气中的氧通过海-气界面气体交换进入海洋表层，
而后通过水体运动，把表层的富氧水带到深层。生物光合作用：海洋真光层中，浮游生物进行光合作用，释放出氧气。生物光合作用产生的氧气经常导致在海洋
次表层水体中观察到溶解氧的极大值。
溶解氧的消耗：1)生物的呼吸作用:光合作用的逆反应。2)有机物的分解：营养盐再生(CH2O)106(NH3)16H3PO4+138O2→106CO2+16HNO3+H3PO4+122H2O。
3)无机物的氧化作用.
6.溶解氧的分布特征（图分析）
垂直分布特征：
1）海洋混合层中溶解氧浓度比较均匀，其含量取决于大气氧在海水中的溶
解度。但由于气泡注入的影响，混合层溶解氧含量一般偏离饱和值+5%左右。从
全球尺度看，高纬度表层水由于温度较低，溶解氧含量较高，而热带与亚热带海
域水温较高，溶解氧含量比较低。
2）在水体稳定度较好且生物光合作用较强烈的海区，在真光层的次表层，
可观察到由浮游生物光合作用所形成的溶解氧极大值现象，其出现深度通常与初
级生产力最高的层次相一致。
3）真光层以深，由于有机物的氧化分解作用和海洋生物的呼吸作用，溶解氧含量随深度增加逐渐降低，其变化梯度对不同的海区会有所不同，在有机物垂向输送通量高的海域，变化梯度一般较大。
4）500~1000 m存在极小值；中层极小值层以深，溶解氧含量逐渐增加，且北太平洋深层水DO明显低于北大西洋。
太平洋溶解氧的断面分布：（图在53页）AAIW和AABW对太平洋中、深层水体溶解氧的影响。深层水DO由南向北逐渐降低，说明深层水体运移过程中有机物分解耗氧作用。北太平洋中层海水溶解氧的低值区显示其来自东太平洋水体的水平输送，东太平洋为上升流海域，真光层具有高的生物生产力，沉降有机物的讲解导致该海域中层水体极低的溶解氧水平。
印度洋溶解氧的断面分布：（图在53页）与太平洋类似，存在富氧南极中层水和南极底层水的北向运动，在赤道与北印度洋中层水，也存在溶解氧低值区。
大西洋溶解氧的断面分布：（图在52页）北大西洋深层水（NADW）由于来自表层水的下沉，具有高溶解氧的特性。图知，从北纬60度的0-2000m由南至南大西洋的3000m均存在DO的高值，是NADW形成并输送的结果，且在向南运动过程中由于有机物分解耗氧，深层水的溶解氧有降低趋势。在南大西洋海域，南极底层水（AABW）的形成增加了南大西洋深层水溶解氧的含量，但其影响不显著。还有就是南极中层水（AAIW）对中层水体溶解氧分布的影响。
7.表观溶解氧定义
定义：假设水体在海面时与大气处于平衡，水体的溶解氧达到饱和，水体下沉后，由于有机物的分解等，溶解氧含量发生变化，二者之差称为表观耗氧量：
AOU=DO s-DO
其中DO S是在压力为1 atm，相对湿度为100%，指定温度和盐度下氧的溶解度，DO为实测的溶解氧浓度。
8.海水中的温室气体
一氧化二氮(N2O) 甲烷一氧化碳氢气
第四章
1.海水pH定义，相关pH尺度
海水pH定义：S?rense（1908）提出pH的定义：氢离子活度的负对数。对于无限稀释的溶液，氢离子活度约等于氢离子浓度。海水pH值的测定一般用电位法，以玻璃电极为指示电极，甘汞电极为参比电极。
pH尺度：常用的pH标准缓冲溶液为0.05 mol/dm3邻苯二甲酸氢钾溶液，其pH值与温度有关：
（1）pH NBS尺度：利用缓冲溶液测定PH值，误差较大，不宜采用
（2）pH F尺度：采用人工海水配置的标准溶液，实质是：自由氢离子浓度的负对数，需要预知海水HSO4-的解离常数，之后通过计算获取自由氢离子的浓度；
（3）pH T尺度：以人工海水配置的有机缓冲溶液作为海水PH值测量的标准。
（4）pH SW尺度：如果采用的介质中除HSO4-外，还有HF，需考虑HF的解离常数。
2.影响海水pH因素
1 无机碳体系对海水pH值的影响：
（1）温度的影响：当温度升高时，由于电离常数变大，导致海水pH值降低。温度对海水pH值影响的校正公式如下：
其中α为温度效应校正系数。
（2）盐度的影响：海水盐度增加，离子强度增大，海水中碳酸的表观电离常数变小，海水pH值增加。
（3）压力的影响：海水静压增加，碳酸的表观电离常数变大，pH值降低。压力对海水pH值的影响可用下式进行校正：
（4）CaCO3、MgCO3沉淀的形成与溶解：海水中的Ca、Mg等阳离子可与CO32-形成CaCO3、MgCO3沉淀，这些沉淀在一定深度下，受压力、生物等作用可溶解。
当CaCO3、MgCO3沉淀形成时，C CO32-(T)和C HCO3-(T)降低，pH值降低；
当CaCO3、MgCO3沉淀溶解时，C CO32-(T)和C HCO3-(T)升高，pH值增加。2、生物活动对海水pH值的影响
海洋生物活动通过影响海水无机碳体系的平衡而影响海水的pH值。由无机碳平衡关系有：
生物的光合和呼吸作用对上述平衡的影响。
上述平衡常数可表示为：
当海洋生物光合作用强于呼吸作用及有机质的分解作用时，海水中出现CO2的净消耗，比值减小，pH值升高。当呼吸作用和有机质降解作用强于光合作用时，比值升高，pH值降低。
3.海水pH值空间变化（图分析）
pH值的空间变化总体与pCO2变化的预计相同，即pCO2越高的海域，pH 越低，反之亦然。海洋表层水的pH值变化范围基本介于7.9-8.4之间，其空间分布充分体现了无机碳体系与海洋生物活动的影响，在上升刘存在的海域，如东赤道太平洋。赤道印度洋和东赤道大西洋，pH值较低。
4.海水碱度定义及表达式
定义：海水中含有相当数量的HCO3-、CO32-、H2BO3-、H2PO4-、SiO(OH3)-等弱酸阴离子，它们都是氢离子的接受体。海水中氢离子接受体的净浓度总和称为“碱度”或“总碱度”
表达式：用符号Alk或TA表示，单位为mol/dm3。
5.影响海水碱度的海洋过程
1、盐度的影响：由于海水中保守性阳离子和保守性阴离子的电荷数差随盐度的变化而变化，因此海水总碱度与盐度密切相关。海洋盐度主要受控于降雨、蒸发、淡水输入、海冰的形成与融化等，因而这些过程也会导致海水总碱度的变化。
2、CaCO3的沉淀与溶解：CaCO3的沉淀会导致海水中Ca2+浓度的降低，由此导致保守性阳离子与保守性阴离子之间的电荷数差减少，海水总碱度降低。1 mol CaCO3的沉淀将使海水DIC降低1 mol，总碱度降低2 mol；反之，1 mol CaCO3的溶解将使海水DIC增加1 mol，总碱度增加2 mol。
3、氮的生物吸收和有机物再矿化过程中溶解无机氮的释放：产生小的影响；海洋生物吸收硝酸盐伴随着OH-的产生，因而总碱度增加，每吸收1 mol的NO3-，海水总碱度增加1mol；海洋生物吸收氨盐伴随着H+的产生，海水总碱度降低；尿素的吸收对总碱度没有影响。生源有机物再矿化过程对海水总碱度的影响与上述氮的生物吸收刚好相反。
6.归一化碱度定义及空间分布情况（图分析）(图在77页)
归一化碱度定义：为了消除盐度对总碱度分布的影响，一些研究者采用类似比碱度的方法，将海水总碱度归一化到统一的盐度进行比较，由此得到的总碱度可称为归一化的总碱度（NTA）：NTA=TA×35/S
空间分布：大西洋表层水的总碱度高于太平洋，与大西洋较强蒸发导致的高盐度有关；在上升流存在的海区，由于深层高盐水的输送，表层水总碱度比较高。亚南极中层水（400-1500m）的北向运动；亚北极中层水在太平洋的南向运动等。在深层水中，总碱度呈现由南向北的增加，与深层水的北向流动有关，在深层水运移过程中，年龄较老的水体将积累更多的有碳酸钙溶解释放的CO32-，海水的总碱度不断提高。
7.影响海水二氧化碳的海洋学过程
1、盐度的影响：海水中的TCO2作为常量组分，其含量也随盐度的变化而变化。一般而言，海水盐度越高，TCO2亦较高，而海水盐度与降雨、蒸发、淡水输入、海冰的形成与融化等密切相关。为了消除盐度的影响，可将总二氧化碳对盐度进行归一化处理，以校正至同一盐度水平来进行TCO2的比较：
NTCO2=TCO2×35/S
2、海洋生物光合作用：海洋生物光合作用的实质在于将海水中的溶解无机碳（DIC）经过生物化学过程转化为有机碳，因此，海洋生物光合作用的强弱将对海水TCO2产生影响。在光合作用比较强的海域或区间，海水TCO2一般较低，反之亦然。
3、有机物的再矿化：海洋有机物的再矿化过程会产生CO2，进而快速水解成HCO3-和CO32-离子，从而增加海水的TCO2，这一过程的影响对于中深层水体TCO2尤为重要。
4、CaCO3的沉淀与溶解：海洋钙质生物生长过程中利用海水中的CO32-合成其CaCO3壳体或骨骼，由此可导致海水TCO2的降低。当这些CaCO3壳体或骨骼输送进入中深层海洋后会溶解，由此导致水体中TCO2的增加。
8.海水二氧化碳分布情况（图分析）（见书80-82页）
9.影响二氧化碳分压的因素
海洋生物光合作用消耗水体中的CO2，导致p CO2，的降低；CaCO3的溶解会降低水体中的碳酸根浓度，导致p CO2降低；太阳辐射的增强可导致表层水温度升高，海水中CO2溶解度降低，p CO2，也会降低；海洋生源颗粒有机物的氧化分解会增加水体中的CO2，使p CO2升高；海水中CaCO3的形成增加水体CO2浓度，进而导致p CO2升高；人类燃烧矿物燃料导致大气CO2的增加，进而通过海—气界面交换导致表层水CO2的加入，p CO2升高。
10.海水中二氧化碳体系分量计算
11.海水中碳酸钙饱和深度定义及变化，溶解跃层定义，补偿深度定义
海水中碳酸钙饱和深度定义：CaCO3溶度积随压力的增加而增加，由于开阔大洋Ca2+饱和浓度随深度变化较小, CaCO3溶度积随压力的变化很大程度上来自CO32-变化所致。即，在海水中CO32-饱和浓度随深度（即压力）的增加而增大。实测的海水中CO32-浓度垂直分布曲线将与CO32-饱和浓度垂直分布曲线产生交点，该交点对应的深度即为饱和深度
变化：由上层海洋产生并向下沉降输送的CaCO3将主要保存在饱和深度以浅的过饱和水体中，并在饱和深度以深的不饱和水体中开始溶解。大洋表层水对于方解石、文石都是过饱和的。温跃层以深，CaCO3饱和度迅速下降，在太平洋水深约500m，文石已成为不饱和。由于方解石比文石难溶解，故方解石饱和的区域比文石深得多。至深层海洋，方解石和文石在深海水中是不饱和的，其原因可能在于温度的降低、压力的升高及有机物的氧化等所致。太平洋水体方解石和文石的饱和程度小于大西洋。
溶解跃层定义：将水体中CaCO3溶解速率快速增加的深度称为CaCO3溶解跃层
补偿深度定义：在海洋沉积物的某深度处，当CaCO3溶解速率等于其累计速率时，将不再有CaCO3保存于该深度的沉积物中，这个深度称为CaCO3补偿深度。
12.缓冲因子定义，
伴随着海水[CO2]的增加，海水pH值降低，[HCO3-]会增加，而[CO32-]将降低，与此同时，海水的TCO2（即DIC）也将增加，但其增加的变化梯度与[CO2]的变化梯度会有所不同。为表征海水中[CO2]变化所导致的TCO2变化，引入了缓冲因子RF：
缓冲因子RF反映了大气二氧化碳分压相对变化对海水总二氧化碳相对变化的影响。
13.测量海水人类来源二氧化碳含量方法
●海水DIC增量区分法；
●海—气界面CO2交换通量法；
●海水溶解无机碳13C法；
●全球环流模型（GCM）法。
第五章
1.营养盐来源，海水中的循环
.营养盐来源：大陆径流输入，大气沉降，海底热液作用，海洋生物分解等。
海水中的循环：在海洋真光层中，浮游植物的生长和繁殖不断的吸收营养盐，他们在代谢过程中的排泄物和生物残骸，经过细菌的分解，又将一些营养盐再生，重新回到海水中。从真光层沉降的颗粒组分，在中，深层水体部分被分解，再生成无极营养盐，之后通过垂直平流，扩散作用重新回到真光层，如此不断循环。
2.海洋水柱垂直方向上的分区（根据光强）
3.海洋氮，磷，硅输入海洋途径及消耗过程（迁出过程）
氮的输入：（1）火山活动（NH3）；（2）河流；（3）大气。消耗过程：生物通过固氮作用直接利用N2，转化为NH4+和有机氮，为其他生物提供营养；进入海洋中的无机氮被海洋生物利用，当这些生物死亡后，部分颗粒有机氮由于颗粒重力作用从上层水体中迁出，部分在上层水体再矿化为无机营养盐，为其他生物利用；沉降至中、深层海洋的颗粒有机氮由于硝化作用被矿化为无机组分，通过垂直平流和扩散重新提供至上层海洋，同时在某些海域，微生物通过反硝化作用将海水中的NO3-转化为N2，返回大气中。海洋生物固氮作用，海洋生物的吸收； 硝化作用；反硝化作用
磷的输入：（1）陆地径流输入:（2）大气沉降：（3）火山活动：消耗过程：（1）有机质的埋藏；（2）磷在黏土、铁水合氧化物上的吸附与沉淀；（3）磷灰石的埋藏；（4）热液作用
硅的输入：：河流、沉积物间隙水的扩散和海底热液作用；消耗过程：上层水体浮游生物硅质外壳沉降和河口区颗粒物的吸附。其中浮游生物硅质外壳的沉降是溶解硅迁出的主要途径。
4.生物固氮作用，硝化作用，反硝化作用定义
生物固氮作用：指海洋中的某些原核生物通过固氮酶的作用将氮气转化为氮化合物的过程
硝化作用：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌的作用被氧化成亚硝酸根离子，并进一步被氧化为硝酸根离子
反硝化作用：在溶解氧不饱和的海水中，一些异氧细菌会将硝酸根离子作为电子接受体以代谢有机物，从而将部分硝酸根离子还原为亚硝酸根离子，并进一步还原为氮气
5.海洋营养盐的分布规律（图分析）
海洋中氮营养盐的分布：在中低纬度海域，表层水中的NO3-浓度均很低，但在南大洋，亚北极太平洋与北大西洋，具有高浓度的NO3-，浮游植物的光和作用无法利用这样营养盐，使其在任何季节均呈现缺乏的状态，这些区域称之为高营养盐，低叶绿素海域。（HNLC区）
海洋中各形态磷的含量与分布
1、活性磷酸盐（SRP） 全球海洋SRP的平均浓度约为2.3 μM； SRP浓度随离岸距离增加而降低，最低浓度出现在北太平洋和北大西洋表层水； 在沿岸海域，浮游植物水华的季节性以及夏季水体层化作用会使SRP浓度降低到小于0.2 μM的水平，而在其他季节，河流的输入以及强的垂直混合作用可将SRP维持在大于0.5 μM以上； 开阔大洋水中，生物的吸收使表层水SRP浓度全年均低于0.2 μM，SRP浓度随深度增加而增加； SRP极大值通常对应于溶解氧的极小值； 1000 m以深，SRP浓度恒定在2-3 μM，且受全球热盐环流的影响。
2、溶解非活性磷酸盐（SNP）表层水中SNP的浓度范围从<200 nM（北太平洋和北大西洋）变化到1.7 μM；沿岸海域表层水中SNP浓度一般较高，随着深度或离岸距离的增加而降低；在深层水中，SNP浓度一般小于0.3 μM；在沿岸海域，SNP储库可占TDP储库的0-50%，而在开阔大洋海域，SNP所占份额可高达75%，在一些海域，甚至发现SNP比SRP高一个数量级
3、颗粒磷（PP)：有关颗粒磷的研究甚至比SNP更少，
所报道的颗粒磷浓度从<10 nM变化至>0.3 μM；沉降颗粒物中的C:P比
一般为106-117：1，与新鲜有机物和Redfield比值接近，说明沉降颗粒物中的P 绝大多数是与海洋有机物相结合的；高颗粒磷经常出现在高生产力的沿岸或上层水体。
6.海洋营养盐的存在形式，存在状态
氮的存在形态：溶解于海水中的N2分子是最重要的氮存在形态，海水中的溶解N2接近于与大气达到平衡的数值。
少量以溶解态或颗粒态的无机和有机氮存在。主要无机形态是NO3-（1-500 μM）、NO2-（0.1￣50 μM）、NH4+（1￣50 μM），合起来又称溶解无机氮。
磷的存在形态：海水中的总磷（TP）可分为颗粒磷（PP）和总溶解磷（TDP）（TP=PP+TDP），在大多数开阔海洋环境中，TDP储库一般远远超过PP储库。
颗粒磷和总溶解磷均包括无机和有机的磷组分，因此，PP=POP+PIP，TDP=DOP+DIP。无机磷存在形态：
有机磷存在形态：
硅的存在形态：以溶解态和颗粒态存在，溶解态主要以单分子Si(OH)4 存
在，颗粒态硅大部分来自陆地岩石风化并通过河流或风的作用输送进入海洋，包括石英，长石和黏土矿物，这些颗粒物质进入海洋后会沉降至沉积物中，并与海水反应形成新的次生矿物。
第六章
1.海水中痕量金属的来源及迁出
海洋中痕量金属的来源：（1）大陆径流（2）大气沉降（3）海底热液作用（4）海底沉积物间隙水向上覆水体的扩散（5）人类活动
迁出的具体途径包括：（1）氧化环境下颗粒物表面的吸附和沉淀（2）结合进入到生源颗粒物（3）还原性环境的沉淀4）海底热液作用
2.溶解态金属迁出的影响因素，周转时间定义
3.痕量金属垂直分布特点及典型金属
根据垂直分布的特点，可分为7类
（1）保守行为型（2）营养盐型（3）表层富集型（4）中层极小值型（5）中层极大值型（6）中层亚氧层的极大或极小值型（7）缺氧水体的极大或极小值型
4.痕量金属水平分布特征（图分析）
5.海洋中铁的输入途径，海水中铁的生物吸收过程（两个输送系统）
6.海洋铁施肥讨论
第七章
1.海洋有机物的组成，类别，
（1、）溶解有机物
海水DOM主要由腐殖质和一些较活跃的生化组分（碳水化合物、类固醇、乙醇、氨基酸、烃类、脂肪酸）组成;
（2）、颗粒有机物
颗粒有机物包括活体和死亡的浮游植物、浮游动物、细菌，它们的降解或分泌产物以及“海洋雪花”的聚合物等。
类别
（1）、氨基酸和蛋白质
蛋白质存在于所有活体细胞中，它们是细胞结构的构成部分，并作为代谢调节、生物运动和防御的基础。
氨基酸是一种有机酸，其-COOH功能团中的alpha碳与-NH2功能团相结合，其通用分子式为RCHNH2COOH。
（2）碳水化合物
通用分子式为Cn（H2O）m，也就是说，这类有机组分仅由C、H、O元素构成，且H、O原子的摩尔数比与水分子相同。
碳水化合物包括一系列天然存在的有机组分，它们是所有活体细胞工作和化学反应的能量来源，控制着能量转换和遗传物质的传输，也是海洋颗粒有机物的重要组成部分。
（3）、类脂（4）色素（5）腐殖质（6）有机组分的元素组成。
2.腐殖质的性质，组成
在海水与沉积物中，广泛存在着由生源有机物降解过程所形成的具有多功能团的复杂组分，这些有机混合物统称为腐殖质。
腐殖质主要由细胞内组分聚集形成，是高度凝聚的高分子组分，但在活体生物体内并不存在。
腐殖质的分子量可从几百变化至几百万，取决于其来源与转化的过程。
3.海洋生产力的相关定义
4.溶解有机物的来源及迁出过程
DOM的来源
（1）大陆径流输入；
（2）大气沉降输入；
（3）有机物的内部来源
海水中DOM的生物产生过程
（1）浮游植物的细胞外释放；
（2）摄食导致的DOM释放或排泄；
（3）细胞溶解导致的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
DOM的迁出
包括生物过程和非生物过程。
生物消耗：原核生物，真核生物。
非生物消耗：（1）光转化（2）颗粒物对DOM的吸附
5.本章小结
第八章
1.同位素定义，分类
核内具有相同质子数而有不同中子数的一系列原子。
分类：按原子核的稳定性：
稳定同位素：不能自发的放射出某种射线。
放射性同位素：具有不稳定的核，能自发从核内放射出α, β, γ射线。
放射性同位素按来源：
天然放射性同位素：
人工放射性同位素：
放射性同位素按有无衰变系：
散在的、有衰变系列的。
2.同位素相关定义（同位素丰度，同位素分馏）
（1）.同位素丰度（表征稳定同位素含量高低）
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。
相对丰度：同一元素各同位素的相对含量。
自然界中影响同位素丰度变化的因素主要有（1）与核合成有关的过程；（2）与放射性衰变有关的过程；（3）同位素分馏
（2）.同位素分馏
同一元素的同位素之间由于核质量的差别，其物理、化学性质存在微小的差别，经物理、化学或生物的过程之后，体系的不同部分的同位素组成将发生微小的、但可测量的改变。其程度正比于同位素质量差。
分类：热力学平衡分馏，动力学非平衡分馏和非质量相关分馏。
3.核衰变类型，半衰期，放射性活度定义及单位
a.常见的核衰变类型有：α衰变，β-衰变，β+衰变，K电子俘获，γ辐射。
（1）α衰变：由放射性同位素的原子核发射出的α粒子的衰变。
（2）β-衰变：由放射性同位素的原子核放射出β-粒子的衰变。
（3）β+衰变：核中一个质子转变为中子，同时发射出一个正电子和一个中微子。
（4）K电子俘获：由于从内层夺去电子而导致内层以外的电子补缺，且将多余能量以X射线形式发射出去。
（5）γ辐射：伴随着α衰变和β衰变同时发生。
b.半衰期：一种放射性核素有一半原子发生衰变所需要的时间，或放射性活度减少到原来的一半所需要的时间。
c.放射性活度
单位时间内，放射性物质核衰变的次数，A表示，A=dN/dt
单位：dpm,dps,cpm,cps.
国际单位：贝克勒尔，Bq，
Ci（居里）：每秒钟有3.7*1010次核衰变的任何放射性核素，其活度均为1Ci。
比放射性（比活度）：单位质量或单位体积的样品中所具有的放射性活度。
4.同位素在海洋上的应用
一、同位素于海洋水体运动的示踪意义
二、水团来源与混合的2H和18O示踪
三、近底层水体垂直涡动扩散速率的222Rn示踪
四、海洋深层水停留时间的14C示踪