海洋科学导论名词解释总结(全)

第二章地球系统与海底科学一、名词解释洋：地球上连续巨大的咸水体。面积广阔，占海洋总面积的90.3%，深度大(平均2-3千米)。四大洋：太平洋、大西洋、印度洋和北冰洋海：占总面积9.7%；位于大陆边缘，被陆地、岛弧分割的许多形态各异的小水体；深度浅（<2000米）。按海所处的位置可将其分为陆间海、内陆海和边缘海。陆间海：陆间海是指位于大陆之间的海，面积和深度都较大，如地中海和加勒比海。内陆海：伸入大陆，面积较小，受大陆影响大,如渤海和波罗的海等。边缘海：位于大陆边缘，以半岛、岛屿或群岛与大洋分隔，但水流交换通畅，如东海、日本海等。海湾(gulf)：洋或海延伸进大陆且深度逐渐减小的水域。海峡(strait)：两端连接海洋的狭窄水道。墨卡托投影:又称正轴等角圆柱投影，设想一个与地轴方向一致的圆柱切于或割于地球，按等角条件将经纬网投影到圆柱面上，将圆柱面展为平面后，得平面经纬线网。二、简答、分析海陆分布：海陆分布在各纬度上是不均匀的，在南纬56°~65°之间，几乎没有陆地；在北纬65°附近，大陆却几乎连成一片。在纬度高于80°的南极地区，主要被陆地占据；而在北极则是一片广阔的水域。洋的水文特征：远离大陆，受陆地影响小；水文要素稳定；盐度平均35，且年变化小；有独立的潮汐系统和强大的洋流系统。海的水文特征：温、盐等水文要素受陆地影响大，季节变化明显；透明度小；潮汐系统受大洋支配海湾的水文特征：水文要素特征一般与其相邻的海或大洋相似，在海湾中常有大潮差。海峡水文特征：流速很大，尤其潮流流速很大。太平洋：面积最大：占地表总面积1/3，海洋表面积的1/2；平均深度4028m，东西最宽达半个赤道；体积最大：水量约等于全球水量的一半；岛屿很多，特别是在中西部。大西洋：占世界大洋面积1/4，平均深度3627m。东西狭窄，赤道最窄，分南北大西洋，有一”S“形洋中脊横贯南北；海岸形态：南：平直无附属海；北：迂回曲折，多岛屿、港湾和附属海。印度洋：面积：占世界洋面积的1/5，平均深度超过大西洋，平均3897m。在中央海底有倒”Y”型洋中脊。北冰洋：面积最小，水深最浅，平均1200m，最寒冷；具有世界上最宽的大陆架。后续见书第三章海水物理性质和世界大洋的层化结构一、名词解释海水：海水是一种溶解有多种无机盐、有机物质和气体以及含有许多悬浮物质的混合液体。溶解无机盐的总含量约占3.5%左右。第一盐度定义(1902)：1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质总克数。以S‰表示，单位g/Kg。氯度的早期定义：在1kg海水中，若将溴和碘被等当量的氯置换后，所含氯的总克数。以g/Kg为单位，符号C1‰。绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号SA表示热膨胀系数：在海水温度高于最大密度时，若再吸收热量，除增加其内能使温度升高外，还会发生体积膨胀，其相对变化率即为海水的热膨胀系数。热容：海水温度升高1K(或1℃)时所吸收的热量，单位是焦耳每开尔文(J/K)或焦耳每摄氏度(J/℃)。比热容：单位质量海水温度升高1K所吸收的热量(单位：J/(Kkg))。在一定压力下测定的比热容称为定压比热容(cp)，在一定体积下测定的比热容为定容比热容(cv)。压缩系数：单位体积海水，当压力增加1Pa时，其体积的负增量。海水的压缩系数随温度、盐度和压力的增大而减小。等温压缩：海水微团在被压缩时，与周围海水有热量交换而得以维持其水温不变。绝热压缩：海水微团在被压缩过程中，与外界没有热量交换。等温压缩：海水微团在被压缩时，因和周围海水由热量交换而得以维持其水温不变。绝热变化：海水绝热下沉时，压力增大使其体积缩小，外力对海水微团做功，增加了其内能导致温度升高；反之，当绝热上升时，体积膨胀，消耗内能导致温度降低。这些过程的海水微团内的温度变化。绝热温度梯度：海水绝热温度变化随压力的变化率。位温：海洋中某一深度(压力为p)的海水微团，绝热上升到海面(压力为大气压p0)时所具有的温度称为该深度海水的位温。若现场温度为t，绝热上升到海面温度降低了△t，则该深度海水的位温为t-△t。蒸发潜热：使单位质量海水化为同温度的蒸汽所需的热量，以L表示，单位是焦耳每千克或每克,记为J/kg或J/g。饱和蒸汽压：是指水分子由水面逃出和同时回到水中的过程达到动态平衡时，水面上水汽所具有的压力。热传导：相邻海水温度不同时，由于海水分子或海水块体的交换，会使热量由高温处向低温处转移。仅由分子的随机运动引起的热传导，称为分子热传导，由海水块体的随机运动所引起，则称为涡动热传导或湍流热传导。粘滞性：当相邻两层海水作相对运动时，由于水分子的不规则运动或者海水块体的随机运动(湍流)，在两层海水之间便有动量传递，从而产生切应力。海水渗透压：如果在海水与淡水之间放置一个半渗透膜，水分子可以通过，但盐分子不能透过。那么，淡水一侧的水会慢慢地渗向海水的一侧，使海水一侧的压力增大，直至达到平衡状态。此时膜两边的压力差，称为渗透压。表面张力：在液体的自由表面上，由于分子之间的吸引力所形成的合力，使自由表面趋向最小。(水文部分三个表)海水的密度：单位体积内所含海水的质量为海水密度，单位：克/厘米3。它的大小取决于盐度、水温和压力(或深度)，在数值上一般都大于1，而且前面两位有效数字对各种海水都相同。辐射平衡：平均而言，全球的太阳辐射Qs比海面的有效回辐射Qb大，故Qs-Qb＞0，这部分热盈余称为辐射平衡。大洋主温跃层：低纬海域的暖水只限于薄薄的近表层之内，其下便是温度铅直梯度较大的水层，在不太厚的深度内，水温迅速递减。上混合层：暖水区的表面，由于受动力及热力因素的作用，引起强烈湍流混合，从而在其上部形成一个温度铅直梯度很小，几近均匀的水层。水团：是在一定的时期中形成于同一源地的、一定体积的水体。在同一水团内，主要海洋学特征（温度、盐度等）在空间上具有相对的均一性，在时间上具有大体一致的变化趋势，与其周围海水的物理、化学性质及其变化规律存在明显差异。水团变性：指该水团特征受到其他水团、地理或气象因子的影响，其高水平特征因子不断向低水平过渡，并逐渐丧失其原有特征的过程。温-盐图解：指以温度为纵坐标，以盐度为横坐标，将测站上不同层次的实测温、盐值对应地点在温、盐坐标系中，然后自表至底有序地把各点联结起来的曲线图。海水混合：海水的各种特性(例如热量、浓度、动量等)逐渐趋向均匀的过程分子混合：通过分子的随机运动与相邻海水进行特性交换，其交换强度小，且只与海水的性质有关。涡动混合：有海洋湍流引起的，也称湍流混合，是海洋中混合的重要形式，与海水的运动状况密切相关。对流混合：由热盐作用引起的，主要表现在铅直方向上的水体交换。双扩散效应：海水混合现象完全由热量与盐量通过分子扩散而引起的。海水的透明度：以直径30厘米的白圆盘投入海水中的可见深度来表示。水色：将透明度盘提升至透明度一半深度处，俯视透明度盘之上的水柱颜色。由海水的光学性质决定。理想溶液：任一组分在全部浓度范围内都符合拉乌尔定律的溶液称为理想溶液。结冰过程：海水（S>24.695)结冰：海面降至冰点时，因增密引起的对流混合一直发生；只有当对流混合层都达冰点时才开始结冰。海水结冰厚度大。扩散系数：指菲克第一定律中扩散通量和浓度梯度之间的比例常数，其值表示了原子的扩散速率。憎水结合：像烃类这样比较大的分子进入水中时，互相结合着的水分子之间的相互联系被破坏了，而水分子在烃的周围变成特殊的结合状态。斯蒂芬—波尔兹曼定律：任何温度高于绝对零度的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度Tk的4次方成正比维恩定律:辐射能量的最大波长与辐射体表面的绝对温度成反比。二、简答、分析、计算不同海区蒸发情况：大风和干燥情况下水的蒸发量大于微风并且水汽含量接近100%；在高纬地区，冰面覆盖海域的蒸发量远小于开阔海域；最大的潜热通量位于贸易风区，因为那里海—气湿度差最大；其次是湾流和黑潮区，那里湿度差大，风速也大。水的密度变化异常：纯水在大气压力下，温度4℃时密度最大，在4℃以上，密度随温度的降低而增大，在4℃以下时随温度的降低而减少，这是由水分子的缔合造成的。水的热特殊性质：同是氧族的化合物，水与H2S、H2Se和H2Te相比，水的熔点、沸点、比热、蒸发潜热和表面张力值都比氧的同族化合物高，这是因为在融化和汽化时，缔合分子的离解需要消耗较多的能量。测定海水氯含量：氯是海水中含量最高的元素，氯含量(包括溴、碘)的测定，可用硝酸银(AgNO3)标准溶液滴定，既方便又容易准确。化学反应式为其他的卤化物也同样沉淀下来，铬酸钾作为指示剂，加入后沉淀物变到砖红色。通过测定海水的氯度，再Knudsen公式按(下式)便可计算盐度，无需再直接测定盐度。S‰=0.030+1.8050Cl‰Knudsen公式的不足：1.海水组分不符合恒比关系导致上述关系式计算出来的盐度误差可达0.04‰；2.由于早期Cl、Br、I等的原子量不够准确，每次原子量的修订，都会出现氯度定义上的微小改动；3.氯度滴定技术还产生20.03Cl‰以上的误差；4.当时所取的水样多数为波罗的海的表层水，难以代表整个大洋水的规律；5.关系式中的常数项0.030，不符合大洋海水盐度变化的实际情况。盐度—氯度新关系式：盐度与氯度的新关系式和由电导率比计算盐度的关系式：S‰=1.80655Cl‰；S‰=-0.08996+28.29729K15+12.80832K152-10.67869K153+5.98624K154-1.32311K155(第二盐度定义)式中：K15是在15℃和0.1MPa条件下，某一水样的电导率与35.00‰标准海水电导率的比值。新盐度定义仍存在着如下问题：①缺乏严格一致的35‰盐度基准，无法保证量值溯源；②受海水离子组成的影响，不能精确确定海水盐度的相对变化，对深层海水、近岸海水及其他离子组成有明显差异的海水难以得到可靠的结果；③与此电导盐度相对应的国际海洋学常用表，适用温度范围是10~31℃，因此在10℃以下就不能满足使用要求。绝对盐度和实用盐度：绝对盐度：海水中溶质质量与海水质量之比，以符号SA表示；实用盐度：以温度为15℃，0.1MPa下的海水样品的电导率与相同温度和压力下，质量比为32.4356×10-3的氯化钾溶液电导率的比值K15来确定的。当K15值精确等于1时，则实用盐度正好等于35，以符号为S表示，并通过如下方程来确定。S=a0+a1K150.5+a2K15+a3K151.5+a4K152+a5K152.5式中a0=0.0080；a1=0.1692；a2=25.3851；a3=14.0941；a4=-7.0261；a5=2.7081；a0+a1+a2+a3+a4+a5=35.000，2£S£42；K15＝C(S,15,0)/CKCl(32.4357,15,0)；实用盐度不再使用符号“‰”，因而实用盐度是旧盐度的1000倍。盐度最高的海域：北大西洋的平均盐度为37.9。红海的盐度为40~41，其中在2000米深阿特兰蒂斯(Ⅱ)海渊最深处盐水层，曾测得过盐度为325的高值，这已经接近饱和了。盐度最低的海域：盐度最低的海域不是在大洋，而是在那些与大洋海水交换极缓慢的封闭性海域中，由于受降水和大陆径流的影响，盐度就大大降低了。据测定，黑海的盐度为15~23；波罗的海的盐度大多在2~15之间。海洋表层盐度分布特征：1）基本具有纬线方向的带状分布特征2）大洋表层盐度的最大值出现在亚热带海域，赤道海域次之，而极地附近海域最低。3）大洋中部的盐度较高，而近岸和河口区的盐度较低。4）寒、暖流交汇处，等盐线密集。5）大洋表层盐度冬、夏季的分布，不像水温那样差异明显，只是在季风影响特别显著的海域才有较明显的差异水平分布图见下图盐度水平分布特征原因：海洋表层盐度与其水量收支有着直接的关系，经线方向分布与蒸发、降水之差有极为相似的变化规律。在赤道海域，降水量大于蒸发量，有水分净输入，因此盐度降低。在副热带海区，由于降水少，蒸发量大，海洋表层有净水分输入，因此盐度增大。从中纬向高纬海区，由于温度较低，降水量也大于蒸发量，盐度降低。赤道附近盐度最低，在纬度200N和附近盐度最高原因：在这200N附近海域，高温和强风造成高蒸发率；赤道附近最低是因为大量降雨和风速减弱造成的；在高纬度则因降水量超过蒸发量，而使盐度下降。赤道表层海域为什么不是含盐量最多的区域：一般来说，海水的盐度高是与蒸发量有密切的关系。但是，赤道海域尽管气温较高，有着蒸发量大的条件，然而这里暴雨频繁，降水量大大超过了蒸发量，所以赤道海域的盐度不仅不大，反而低于大洋水的平均盐度值以下。含盐量最高的海域是在南、北回归线附近。世界各大洋的表层和深层海水盐度的影响因素：表层影响因素主要有：蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流；深层影响因素主要有：环流和湍流等物理过程的控制。海水的比容：即单位质量海水的体积，是密度的倒数，海水的比容Vs随盐度、温度、压力的变化：在温度(T)0≤T≤20℃，压力(p)在1≤p≤1000巴，盐度(S)在30-40‰的范围内为：Vs=V1-(1-10-3S)Clog{(B*+P)／(B*+1)}式中：B*=(2670.8+6.89656S)+(19.39-0.0703178S)T-0.223T2；C=0.315V1海水热膨胀系数性质：海水的热膨胀系数比纯水大，且随温度、盐度和压力的增大而增大；在大气压力下，低温、低盐海水的热膨胀系数为负值，说明当温度升高时海水收缩。热膨胀系数由正值转为负值时所对应的温度，就是海水的最大密度的温度。海水蒸发特点：对于海水而言，由于“盐”的存在，则单位面积海面上平均的水分子数目要少，减少了海面上水分子的数目，因而使饱和蒸汽压降低，限制了海水的蒸发；海面的蒸发量与海面上水汽的饱和差(相对于表面水温的饱和水汽压与现场实际水汽压之差)成比例，海面上饱和蒸汽压越小，越不利于海水的蒸发。因蒸发而损失的水量和热量就相对减少了。蒸汽压(p)和海水盐度(S)之间存在下式:p=P0´(1-0.000537S),对盐度35‰的海水，p=0.98P0，蒸汽压减少约2%。但是，蒸汽压随盐度变化要比其随温度的变化还要少很多。随盐度增加，蒸汽压降低。海水密度：海水密度有现场密度和条件密度之分。现场密度是指在现场温度、盐度和压力条件下所测得的海水密度；条件密度是指当大气压等于零时的密度。海水的密度rs,q,p是盐度(S)，温度(q)和压力(p)的函数，但用数值表示时，采用下式表示的ss,q,p：ss,q,p＝（rs,q,p-1）´1000世界大洋表面海水密度的地理分布规律：从赤道向两极地区增大，最大密度往往出现在高纬地区；其垂直分布规律：从表层向深层逐渐增加；海水密度是决定洋流运动的重要因素之一。海冰：形成条件：海水温度降至冰点并继续失热、相对冰点稍有过冷却现象并有凝结核存在。形成过程：淡水在0℃结冰，叫做冰点；海水的冰点低于淡水，并且随着盐度的增加而降低；当海水表面趋向于结冰温度时，密度增大，海面海水下沉，引起水的垂直对流，进行混合；表层水开始结冰，析出盐类而使邻近水层的盐度增大，从而使邻近的海水的冰点再次下降；因此，海洋只有混合均匀，从表层到海底各深度的水温接近冰点时，海面才会凝固结冰。所以，海冰不像湖水河水结冰那样容易。海水冰点与盐度的关系：海水的冰点(T)与盐度(S)之间存在如下关系式：渗透压的计算：渗透压P(00)与冰点(t0)之间有下述关系：P(00)＝-12.08t0；渗透压随温度而变化，可用下式计算，P(t0)=P(00)´(273+t)/273；渗透压P与温度t、氯度Cl之间存在下述关系：P=(1.240+0.00454t)Cl。例题：计算出盐度为30，温度为20度的渗透压值？方法一：P(00)＝-12.08t0P(t0)=P(00)´(273+t)/273方法二：由盐度先计算出氯度：S＝1.805ClP=(1.240+0.00454t)Cl海面有效回辐射：海面辐射为长波辐射。海面有效回辐射指海面的长波辐射与大气回辐射(长波)之差。海面有效回辐射主要取决于海面水温，海上的水汽含量和云的特征。海面有效回辐射随温度的升高而减小，随湿度的增大也减少，有云时，也减小。这是因为当海面温度升高时，虽然海面的长波辐射增大，但与此同时，海面上的水汽量也增加，而且随温度的升高呈指数性增加，结果大气回辐射比海面长波辐射增大的快，从而使海面有效回辐射较小。当天空有云时的，大气回辐射增强，海面有效回辐射较小，这也是在冬季早晨阴天时比晴天时暖和的原因。影响海面蒸发的因素：近海面空气层中水汽的铅直梯度；海面水温与近海面气层的温度差；风的促进作用。大洋蒸发特点：蒸发速率不均匀，且具有明显的季节变化。赤道海域蒸发量较小，因为那里的空气中相对湿度大而风速又小；高纬海区由于气温低，大气容纳的水汽量小，因而蒸发量也小；副热带海区和信风带，空气干燥、气温高、风速大，所以蒸发量大；特别在大西洋湾流区和太平洋黑潮区出现极大值，原因是暖流北上到中纬海域，水温远高于气温，尤其冬季又盛行偏北风，所以蒸发特别强烈。就季节变化而言，一般冬季大于夏季，这主要由于冬季水温高于气温，空气层结不稳定，且冬季风速较大所致。海洋中水的收入：1.降水，是海洋水收入的最重要因子，赤道附近降水量大，在副热带海域明显减少，而南北半球的极锋附近又显著增多，然后向及反向迅速减少。2.陆地径流，包括地下水入海是海洋水量收入的另一重要因子，大西洋最大，印度洋次之。3.融冰海洋中水的支出：1.蒸发，赤道附近小，南、北副热带海域出现两个极大值，向高纬迅速减小，至两级最小。2.结冰世界大洋中温、盐、密度场的基本特征：在表层大致沿纬向呈带状分布，即东—西方向上量值的差异相对很小；而在经向，即南—北方向上的变化却十分明显。在铅直方向上，基本呈层化状态，且随深度的增加其水平差异逐渐缩小，至深层其温、盐、密的分布均匀。在铅直方向上的变化相对水平方向上要大得多。海水热量来源及损失途径：太阳辐射、大气对海面的长波辐射、海面水汽凝结、暖于海水的降水和大陆径流、地球内部向海水放出的热能；海面蒸发、海面向空气的长波辐射和海面与冷空气的对流热交换。温带海洋水温变化特征：温带海洋中,冬季海水中普遍存在混合层(等温层),春季形成较弱的温度梯度,夏季温度梯度增大,入秋后表水温度降低,混合层愈来愈深,于是形成一个突出的变温层。海水表层温度分布特征：1)平均温度变化于-1.7~30℃，最高水温并不位于赤道上，而是出现在赤道以北，称为热赤道。从热赤道向两极逐渐降低。2)由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。同时，北半球水温略高于南半球同纬度的水温。3)不同温度的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集。水温的铅直分布：在主温跃层以上为暖水层，主温跃层之内，水温随着深度的增加迅速递减，主温跃层一下，水温随深度的增加逐渐降低，但梯度很小。大洋盐度的铅直向分布：1)在赤道海区盐度较低的海水只涉及不大的深度。其下便是由南、北半球副热带海区下沉后向赤道方向扩展的高盐水，它分布在表层之下，称大洋次表层水，具有大洋铅直方向上最高的盐度。从南半球副热带海面向下伸展的高盐水舌，在大西洋和太平洋，可越过赤道达5°N；2)在高盐次表层水一下，是由南、北半球中高纬表层下沉的低盐水层，称为大洋(低盐)中水层。在高盐次表层水与低盐中层水之间等盐线特别密集，形成铅直方向上的盐度跃层。在北大西洋，由于地中海高盐水溢出，形成高盐中层水；3)在低盐中层水之下，充满了在高纬海区下沉形成的深层水与底层水，盐度稍有升高。大洋中平均盐度典型铅直向分布：1)在赤道附近热带海域，表层为一深度不大，盐度较低的均匀层，约在其下100-200.层，出现盐度的最大值，再向下盐度复又急剧降低，至800-1000层出现盐度最小值；然后缓慢上升，至2000m以深，铅直向变化已十分小。2)在副热带中、低纬海域，由于表层高盐水在此下沉，形成了一个厚度约400-500m的高盐水曾，再向下，盐度迅速减小，最小值出现在600-1000m水层中，继而又随深度的增加而增大，至2000m水深，变化则甚小，直至海底。在高纬寒带海域，表层盐度很低。但随深度增大而递增，至2000m以深，其分布与中、低纬度相似，所以没有盐度最小值出现。湍流的基本特征：紊乱的、毫无秩序的随机运动；湍流的扩散性，流体微团之间的距离不断增大；对能量的耗散性，由于粘滞性消耗很多能量。湍流能量产生：意识由平均运动中的速度剪切所产生的能量，称为湍流能连的切变生成；二是铅直海水扰动的增强，系统的势能转化为湍流的动能增加，即湍流能量的浮力生成。湍流能量的消耗：一是有粘滞性的作用消耗；二是海水的稳定度为正值情况下，扰动被削弱，湍流的动能转化为系统的势能。海洋中湍流的生消主要取决于上述能量的平衡。海水混合的区域性：(1)海-气界面的混合，是海水混合最强烈的区域，因为海气界面上存在着强烈的动力和热力过程。(2)海底混合，主要由潮流、海流等动力因子引起，通常自海底向上发展。(3)海洋内部混合：由海洋内波引起的混合。(4)“双扩散”效应引起的海洋内部混合，由分子混合效应引起的混合，即在层结稳定的海洋中，只要温度或者盐度两者之一具有“不稳定”铅直分布(即盐度深度减小，或者温度随深度增高)，由分子热传导系数大于盐扩散系数，便可能引起自由对流，从而促进混合。“双扩散”混合两种形式：(1)冷而淡海水位于暖而咸的海水之上，由于分子扩散结果，上层海水将增温增盐，下层海水将降温、降盐。增温、增盐使海水密度减小，导致海水从界面处上升，降温、降盐使海水密度增大，导致海水从界面下沉。因此，对流从界面开始分别向上和向下扩展。(2)暖而咸的海水位于冷而淡的海水之上，上层海水因温盐扩散使海水增密下层，下层海水密度减小上升，上下两层海水通过界面产生对流。海洋混合效应及其分布：P105海洋中温、盐、密度混合前后分布图混合的分布与变化：涡动混合在各个季节各纬度海区都会发生，而对流混合却在高纬海区与降温季节比较强烈；涡动混合在低纬海区和夏季作用较大。在某些高纬海区，冬季强烈的对流混合所及的深度较大；夏季涡动混合形成的混合层较浅，形成“冷中间水”；在陆架与浅海的混合比大洋更为强烈。为什么有的海水不是蓝颜色：海水中的浮游生物也吸收和反射太阳光，因而，生物丰富的海水和没有生物的海水颜色不同。沿岸海水多绿、黄和棕色，部分原因便是由于生物丰富和河水带来泥沙所致。水的介电常数性质：在常温、常压下，水因具氢键，故有极高的介电常数；当温度升高时，氢键逐渐变弱，至临界温度以上时，氢键不再存在，水也成为一不具极性的物质；由于水的介电常数特大，而许多固体是电解质，易溶于介电常数大的液体，所以水是世界上最好的溶剂；它可溶解的物质比其他任何溶剂都多。正离子周围水的结构：因这种定向的水分子受到正离子很强的约束力，所以叫作电缚水分子。与此相反，处于距离很远位置上的水分子，由于不受离子电场的影响，所以具有液体水本来的构造。在上述二者中间的区域内，受到离子和水两方面的影响，而存在着液体水的结构遭到破坏的区域。把水分子在正离子附近的区域分为A，B，C3个区域，离子半径小，离子电荷高，A区就厚，B区变小的倾向。如Li+和F-，此时离子周围的结构显，这样的离子称为促成结构离子。离子半径大，A区变小，B区就变大，破坏了水的结构则称为破坏结构离子。自扩散现象：当促成结构离子存在，妨碍水分子交换，水的自扩散系数减少；当破坏结构离子的存在时会增加水的自扩散系数；在破坏结构的KCl溶液中自扩散系数增加，而促成结构MgSO4溶液中，自扩散系数显著减少。透明度和水色的分布：二者分布一致，浅海透明度小，水色低；远洋透明度大，水色高；低纬透明度大，水色高；高纬透明度小，水色低。其分布与海流方向一致。各大洋的情况：北冰洋（ArcticOcean）：径流大，蒸发量小，水量盈余，盐度低，冰点升高，易结冰；太平洋（PacificOcean）：降水最多，降水+径流>蒸发，水量盈余，平均盐度低；大西洋（AtlanticOcean）：降水少，蒸发>降水+径流，导致水位损失12cm/a。平均盐度高。大洋表层水温的平面分布特征：1）表层水温由低纬到高纬逐渐降低2）西部等温线密集，东部等温线稀疏3）北美加利福亚和南美秘鲁近岸海域表层存在低温区4）夏季的表层水温略高于冬季5）北半球的平均水温大于南半球。大洋表层以下水温的水平分布：500m：水温的经向梯度分布明显减少，高温中心移向大洋的西部；1000m：水温的经线方向变化更小，来自地中海、红海和波斯湾的高温水对北大西洋的热带和亚热带海域以及印度洋西北部海区的水温有明显的影响，成为两个大洋的高温中心；4000m：温度分布趋于均匀，整个大洋的水温温差不过3度左右。密度分布：1)大洋表层密度的分布主要受制于表层水温和盐度的变化。2)密度随深度的增加而增大。3)海水下沉运动所能达到的深度，取决于它本身的密度及其下方的层结和环流状况。4)大洋表层密度的日变化、年变化主要受制于水温和盐度的变化。密度的水平分布：1）赤道附近表层密度达最小值。2）随着纬度的升高，密度逐渐增大。密度的垂直分布：1）热带海域密度跃层上方密度小而均匀，跃层的强度却很大；2）温带表层密度已增大，而跃层的强度却大为减弱；3）寒带表层密度更大，但垂向梯度却不大，除非夏季融冰使表面一薄层密度减小，能形成浅而弱的跃层，冬季则产生大规模的对流和下沉。水团的T—S分析法：有A、B两水团，其温盐分别为tA、tB、SA、SB，它们各以质量mA和mB相混合。假设混合过程中，热量和盐量守恒，比热为常数，每一水团的温盐都完全一致。则根据质量和热量守恒原理，有：式中t、S分别表示混合后的温度和盐度。由此可得：第四章海水的化学组成和特性海水的主要成分一、名词解释二、简答、分析、计算海水中元素分类(按元素含量和存在状态)：海水主要成分；海水微量元素；海水中溶解气体；海水营养盐；海水中的有机物；海水中的放射性核素。海水的主要成分：海水中含量大于1mg/kg的元素包括：①Na+、Mg2+、Ca2+、K+、Sr2+等5种阳离子；②C1-、SO42-、HCO3-(CO32-)、Br-和F-等5种阴离子；③以分子形式存在的H3BO3。这11种元素主要来源于河流搬运入海的岩石风化产物和火山喷发物，其总和占海水盐分的99.9%，被称为主要成分。海水主要成分的特点：①含量大：主要成分的总量占海水中溶解成分的99.9％以上；其中Cl-、SO42-、Na+、Mg2+占了97.5%；最简单的人工海水是由“氯化钠+硫酸镁”配制而成。②性质稳定：在海水中停留时间较长，生物活动影响较小，为“保守元素”；海水各主要成分含量之间具有恒定比关系。海水组成恒定性(Marcet—Dittmar恒比规律)：全世界所有的海水都含有同样种类的成分，这些成分之间具有非常接近恒定的比例关系，而这些水样之间只有含盐量总值不同的区别。海水组成恒定性在海洋学的意义：(1)对研究海水的物理和化学性质有十分重要的意义；(2)在一定温度和压力下，海水的物理化学性质取决于海水的总含盐量；(3)根据海水组成恒定性，就可通过测定某一主要成分来得知其他组分的含量；(4)在水文学上，常利用主要成分间比值变化，来研究海水与河水的混合过程；(5)对于海洋环境科学来说，研究污染物质在河口海域的扩散稀释作用，也与海水主要成分的恒定性有着密切关系。海洋中钙离子含量变化：钙是海水中停留时间最短的主要阳离子；海洋中钙由于与海洋中生物圈以及与碳酸盐体系有密切关系，它的含量变化相当大；表层水中，生物摄取钙组成其硬组织，造成钙相对较低；深层水中，由于上层海水中含钙物质下沉后再溶解，以及由于压力的影响使碳酸钙溶解度增加，钙的相对含量增大；在表层水中碳酸钙是处于过饱和状态，而在深层水中处于不饱和状态。河水中钾含量为钠的36％，进入海洋后，海水中钾仅为钠的3.6％，造成这种差别的主要原因：钾离子比钠离子更易吸附在胶体及悬浮物上，所以河流带入海洋的大部分钾随着胶体及颗粒物的沉积而转移至海底。海水中的硫酸盐：SO42-的测定：先转换成硫酸钡沉淀，然后用重量法测定；海冰中SO42-的含量高于冰水。北太平洋中由于结冰效应使SO42-明显地在冰中富集；O42-的特性：缺氧环境中作为微生物(硫酸盐还原菌SRB)的氧源，这对SO42-的地球化学行为产生极大的影响；海洋沉积物表层一般含氧，往下有机质在微生物的氧化分解作用下，伴随着硫酸盐的还原生成硫化物；沉积物内部由此产生SO42-的浓度梯度，结果导致SO42-由海水向沉积物迁移，海水中SO42-浓度出现亏损；SO42-亏损由高含量(相对于氯化物)的河流输入得到补充。这些过程不是局部的，在全球范围内出现，又因SO42-的停留时间比混合时间大得多，所以SO42-对氯度比值的区域性变化影响非常小。海水中的溴：溴在地壳中的含量比海水低22倍，是亲海元素；自然界溴主要富集在盐湖、海洋中，海水是提溴的重要资源；测定方法为次氯酸盐氧化容量法；大洋水溴氯值明显地不随深度和位置而变化；明显地不随深度和位置而变化。海水中的硼：海水中B主要以H3BO3形式存在；硼在表层水中含量受大气降水及蒸发、生物影响而变化；每年由河流输入的溶解硼部分被吸附在黏土上而除去。小部分(约为总量的1/10)可能在硅酸盐形成过程中或含硅软泥的沉积作用从海水中迁出。含在有机物中的硼在与沉积物结合之前，由于分解作用重新返回到水体中。影响海水组成恒定性的因素：河流：由于河水成分与海水不一致，而使氯度值低的河口及近海水域主要成分的氯度比值产生较大的变化；结冰和融冰：高纬度区结冰和融冰过程，会对Na+及SO42-的氯度比值产生影响；海底火山：海底火山的喷出物可能对局部海水的一些离子的氯度比值产生影响，如局部底层水中的F-增高，可能就是这种影响的结果；生物过程：例如生物对Ca及Sr的吸收使表层水中Ca及Sr含量相对于深层海水为低；溶解度的影响：深层海水由于温度降低及压力增加使CaCO3的溶解度加大，而使深水层的Ca2+含量增加；海-气交换：有些挥发性及大气降水含量高的化合物可能对表层海水中某些元素产生影响；盐卤水的流入：在海洋底部的某些区域，断裂层处会有高盐水流入海洋；缺氧环境：电位降低，部分SO42-被还原为H2S，导致SO42-/Cl降低；孔隙水：如CaCO3溶解、SO42-还原、K+等与黏土矿物离子交换、Mg2+与CaCO3反应等均可引起这些成分氯度比值的改变。海洋学上盐度测定的两个重要性：可以利用盐度的变化，来确定水团和追踪水团运动与混合问题；只有确定盐度和温度后，才能进行密度计算，进而确定海水垂直方向上稳定性和计算地转流流量等。元素在海水中的逗留时间及例题计算见P114。微量元素一、名词解释微量元素：海水中元素的含量低于1mg/dm3，这些元素称为微量元素或痕量元素。它们仅占海水总含盐量0.1％，除了常量元素、溶解气体和营养元素外的其他元素都可包括在这一类中，因此这类元素的种类很多。汞的生物甲基化作用：在微生物或生物作用下，汞能转化为甲基汞或二甲基汞的作用称作“汞的生物甲基化作用”。二、简答、分析、计算微量元素与常量元素的差异：常量元素：Na、Mg、Ca、K、Sr、Cl、S、C、Br、F和B。含量高、性质稳定，元素之间具有恒比关系，且在各大海区这种恒比关系恒定；微量元素：含量少，参与海洋各种物理、化学和生物过程，其值随地理位置、深度、季节等变化而不同，元素间比值不具规律性，与氯度比值不恒定。微量元素的特点：1.非保守性：地球化学活性大：广泛参与海洋环境中的地球化学循环；区域性变化大：河口区(河流)、火山周围(火山活动)、表层(大气输入)等；生物活性大：生物利用及生物富集。2.含量低：海水中的含量小于1mg/kg，且总量小于总盐量的0.1%。3.循环和迁移变化复杂：水动力迁移；化学过程迁移；生物地球化学作用于生物迁移。4.研究难度大：含量低，微量元素的含量小于测定方法或仪器检出限；取样沾污问题严重；样品贮存或固定难度大；分析测定环境的要求较高。微量元素的来源：1)外部：①大气或河流把陆地岩石风化产物输入到海洋中；②通过在大洋中脊扩展中心新形成的洋底玄武岩洋壳与海水的相互作用，由高温岩石和低温海水的相互作用重新释放痕量元素。2)热水活动，海底高温的热水活动把痕量元素引入海水中；3)伴随中、深层颗粒物质的氧化分解及浮游生物外壳骨骼(硅酸盐、CaCO3)的溶解而发生的再生/矿化过程；4)伴随沉到海底沉积物的重新溶解而发生的再生过程。河口区微量元素的变化：河流把陆地岩石风化的产物输入到海洋的过程中需要经过河口区，溶解态微量元素在河口的混合过程在化学上并非保守；河口区微量元素的含量与分布比大洋复杂得多，其生物、化学、物理、地质等过程具有特殊性；在河水中溶解微量金属有一部分与胶体发生絮凝作用或吸附作用，使金属元素由溶解态变为颗粒态，而盐度变化也会影响微量金属元素的移除；微量元素由河口或沿岸沉积物的成岩再迁移也可能是进入大洋的一个重要来源。微量元素的清除途径：⑴通过浮游生物的吸收、浮游生物的粪便或尸体向海底的沉降；⑵有机颗粒物质的吸附和清除作用；⑶水合氧化物和黏土矿物的吸附，并沉降至海底成为沉积物的一部分；⑷结合到铁锰结核上。痕量元素的7种垂直分布类型：(1)保守型：特点：这类痕量元素在海水中比较稳定，反应活性低，其浓度与盐度的比值恒定，从表层到底层均匀分布，与主要成分一样可视为保守型元素；代表元素：水合阳离子Rb+和Cs+以及钼酸根阴离子(MoO42-)(2)营养盐型：特点：这类元素的垂直分布类似于营养盐的分布，呈现表层耗尽而深层富集；分类：磷酸盐型(硝酸盐型)；硅酸盐型；铜型；代表元素：①磷酸盐(或硝酸盐)型分布可在中层深度观测到最大值，这是由于在浅水再生循环引起，属于这类分布的痕量元素如Cd和As(V)；②硅酸盐型分布可在深层观测到最大值，这是由于深层水再生循环引起。属于这类分布的痕量元素有Ba，Zn和Ge等；③铜型(属营养盐型)，但是它是从中层向底层浓度增加的元素。从一些痕量元素的分布，例如Ni和Se的分布，推断出有浅水和深层水相结合的再生循环。(3)表层富集而深层耗尽型：特点：元素进入表层水后从海水中快速移除(逗留时间小于海洋混合时间)；分类：大气输入：如Pb、210Pb；河流输入或陆架沉积物释放：水平混合进入海洋表层水中，如Mn、228Ra；特殊情况：由于表层水中生物调解还原过程与整个水体的氧化还原平衡结合，使得元素的氧化态或颗粒态在表层得到富集，如Cr(III)、As(III)、I-。(4)中层深度有最小值型:特点：中层深度最小值是由表层输入，在海底或海底附近再生，或在整个水体中被清除而造成的；代表元素：已报道Al和Cu呈现这种类型的分布。(5)中层深度有最大值型：特点：中层深度最大值是由于热水活动引起的；代表元素：Mn和3He是呈现这种分布的最典型例子。(6)中层最大值或亚氧化层最小值型：在东部热带太平洋和北印度洋发现有典型的少氧化层的广泛分布。这意味着在水柱或在邻近陆坡沉积物中，还原过程普遍存在，在这种区域经常出现痕量元素的最大值或最小值。①如果元素的还原形式相对它的氧化形式来说是易溶的，出现最大值，例如Mn(II)和Fe(II)；②当元素的还原形式相对来说是比较难溶的，或易于与固相结合的，就出现最小值，例如Cr(Ⅲ)。(7)缺氧水体有关的最大值或最小值型:特点：在水循环受限区域，由于SO42--H2S氧化还原电对缺氧而出现还原环境。分类：①当元素还原形式比在氧化条件下存在形式更为易溶时出现最大值，如Mn(II)和Fe(II)；②当还原形式相对更难溶时，或易于与固相结合，出现最小值，如Cr(Ⅲ)。海水中痕量元素垂直分布的特征：大多数痕量元素在表层混合层内具有停留时间比表层水本身的平均停留时间要短；在表层水中痕量元素的分布在很大程度上受其主要来源的控制。影响微量元素分布的生物过程：浮游植物通过光合作用和呼吸作用控制着营养元素的分布及变化；有些微量元素在海水中的分布，与某种营养元素十分相似，如Cu和Cd的分布与N和P的分布相似，而Ba，Zn，Cr的分布与Si相似。这都说明生物过程很可能是控制海水中Cu，Cd，Ba，Zn，Cr等元素分布的因素之一。影响微量元素分布的)吸附过程：悬浮在海水中的黏土矿物、铁和锰的氧化物、腐殖质等颗粒在下沉过程中，大量吸收海水中各种微量元素，将它们带至海底进人沉积相，这也是影响微量元素在海水中浓度的因素。影响微量元素分布的海-气交换过程：有几种微量元素在表层海水中的浓度高，在深层海水中的浓度低；如Pb在表层海水中浓度最大，在1000m以下的海水中浓度随深度的增加而迅速降低，这是受到海-气交换过程所控制。影响微量元素分布的热水过程：海底地壳内部的热水，常常通过地壳裂缝注入深层的海水中，形成海底热泉，它含有大量的微量元素，因而使附近深海区的海水组成发生很大变化。影响微量元素分布的海水－沉积物交换过程：在沉积物间隙水中Ba、Mn、Ca等微量元素浓度高于上覆水中，浓度差异促使这些元素从间隙水向上覆水中扩散。因此，即使远离海底热泉的深海域，也有其浓度随深度增加而升高的垂直分布。痕量元素的地球化学过程控制：(1)与颗粒物质的作用；(2)在水合氧化物胶体上的吸附作用；(3)与生物体的相互作用；(4)与有机物配位体的相互作用——形成金属有机络合物。微量元素在海洋中的再循环：(1)颗粒相的再生作用(水体中)：颗粒物质的产生、沉降和分解是控制海洋中微量元素分布的重要因素。这些颗粒主要是海洋生物排泄的粪便、未消化的残渣、死亡的尸体碎屑。其氧化作用或溶解作用一般在中层或深层水中发生。(2)海底通量及再生过程(沉积物中)：在海底及其下方的再生作用是微量元素经过海洋循环的关键过程之一。微量元素铅的特征：输入过程：气中气溶胶铅最终通过降水或沉降到达地表。由河流进入海洋的铅约99%随悬浮颗粒物在陆架区沉降；约75%溶解铅越过陆架进入深海。分布特点：近岸高、外海低，表层高、深层低。存在形式：自由离子及铅的无机络合物、有机络合物，颗粒态铅等微量元素汞的特征：具有剧毒性的烷基汞中，以甲基汞和乙基汞毒性最大(水俣病)。存在形式：氧化条件良好的水体中，溶解态汞主要以正二价存在，形成多种络合物及自由离子；缺氧水中有Hg0、Hg22+、Hg2+存在；在无氧还原条件下，主要是Hg0和HgS22-存在。汞的生物甲基化作用：汞的甲基化作用多在沉积物界面上发生；在厌氧和充氧条件下都可以发生，无氧条件下速度快些；汞的甲基化速率与有机物含量、汞的浓度、温度、Eh、pH有关。充氧条件：低pH：Hg→CH3Hg+(易溶于水，易被生物吸收进入食物链。);；高pH：CH3Hg→(CH3)2Hg。缺氧条件：在厌氧菌作用下易转化成二甲基汞，Hg→(CH3)2Hg(难溶于水，易挥发进入大气。)；S2-可使CH3Hg+转化为(CH3)2Hg；2CH3Hg++H2S→(CH3Hg)2S→(CH3)2Hg+HgS↓+2H+海洋二氧化碳-碳酸盐体系碳酸盐体系：碳在海水中的含量比大气二氧化碳的含碳量高60倍。海水中溶存着大量碳的化合物，其中无机碳的主要存在形态是HCO3-、CO32-、H2CO3和CO2。这些无机碳的存在形态主要包含于碳酸盐系统中，包括几个反应平衡：CO2在海－气界面间的溶解交换平衡，。CO2与H2O结合生成H2CO3，。H2CO3在水溶液中存在多级解离平衡，。CaCO3的沉淀－溶解平衡，。海洋碳酸盐体系的重要性：(1)海-气间交换作用：气候调节，CO2体系参与大气-海洋界面、海洋沉积物与海水界面以及海水介质中的化学反应；(2)控制着海水的pH值，并直接影响海洋中许多化学平衡；(3)在形成和维持生命的起源和生态环境方面CO2体系也有重要作用；(4)同时，在地球的大气圈、水圈和岩石圈的演变史上CO2体系也一个主要的参与者。海洋对温室效应的调节：溶解CO2可以与大气中的CO2进行交换，这个过程起着调节大气CO2浓度的作用。工业革命以来，由于大量使用矿物燃料，排放大量CO2，使大气中CO2的含量逐渐递增，形成所谓“温室效应”，影响了全球气候变化。而海洋可作为大气CO2的一个调节器，因此，二氧化碳-碳酸盐体系在控制CO2污染方面起着特别重要的作用。海水pH的重要性：海水pH值是研究二氧化碳体系时易于直接测定的最重要的物理量之一；(1)根据所测的pH值，结合其他一些可测的物量参量，即可计算海水二氧化碳体系中各分量的含量；从而得到不同海区不同水层中二氧化碳平衡体系比较明确的图象，以避免一一直接测定这些分量；(2)借助于pH值的分布，有助于认识各种海洋动植物的生活环境，进而掌握海洋动植物的生长繁殖规律；(3)海水的pH值也直接影响到海洋中各种元素的存在形态及其反应过程；总之，海水pH是海洋化学研究的重要参数之一，测定海水pH值对研究开发利用海洋资源具有十分重要的意义。海水pH标度：pHs=-logCH+，这里是使用H+的浓度标度。活度标度，氢离子浓度的负对数改为氢离子活度的负对数，即：pHa=-logaH+。海水pH值的测定一般用电位法，通常以玻璃电极为指示电极，甘汞电极为参比电极。这里的pHs标准采用0.05mol/dm3邻苯二甲酸氢钾溶液为标准。影响海水pH值的因素：对海水pH值起控制作用主要是二氧化碳平衡体系；水pH值变化与海水中碳酸的两级离解平衡密切相关；海水的pH值除了与温度、盐度和压力有关外，还与二氧化碳体系各分量的相对比值有关。pH值与温度、压力、盐度的关系：(1)海水pH值随温度升高而略有降低，这是海水中弱酸的电离常数随温度升高而增大的结果。(2)海水静压增大，海水的pH值降低，这是由于碳酸的离解度随深度而增大。(3)海水盐度的增加，离子强度增大，海水中碳酸的电离度就降低。从而氢离子的活度系数及活度均减少，即海水的pH值增加。现场pH值的温度和压力校正：实验室测得的数据换算成现场pH值时，要进行温度和压力校正：式中：pHw，pHm——分别为现场和实验室测定pH值；tw和tm——分别为现场和实验室测定的水温，(℃)；d——水样的深度，(m)；α——温度校正系数；β——压力校正系数；α(tm-tw)和β值可由表查得.如果水样深度在500m以内，不作压力校正，则上式简化为：海水PH的影响因素：海水中Ca2+、Mg2+与HCO3-、CO32-的结合；其他缓冲离子的存在；海洋生物的活动；有机物的降解以及CaCO3溶解度的变化。pH值与pCO2和比值的关系：二氧化碳体系中三个分量的关系可用下式表示：海洋浮游植物的光合作用消耗CO2，使上述平衡向左移动，而生物的呼吸作用或有机物质分解生成CO2，则平衡向右移动。因此，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。pH值的昼夜变化：(1)夏季：白天表层海水光照时间长，浮游植物光合作用强度大于生物呼吸及有机质氧化分解强度，结果海水中出现CO2的净消耗，pH值逐渐上升；午后3-4小时内，pH值几乎达到最大值；晚间光合作用停止，但呼吸作用和有机质降解作用照常进行，产生的CO2逐渐积累，海水pH值逐渐下降。(2)冬季：由于水温低，生物的光合作用与有机质的分解速率均下降，pH值的昼夜变化幅度比夏季小。海水的碱度(n)：海水含有相当数量的HCO3-、CO32-、H2BO3-、H2PO4-和SiO(OH)3-等弱酸阴离子，它们都是氢离子的接受体。这些氢离子接受体的浓度总和在海洋学上称为“碱度”或“滴定碱度”，常用符号“Alk”或“A”表示。严格定义为：在温度为20℃时，1dm3海水中弱酸阴离子全部被释旋时所需要氢离子的毫摩尔数。采用"mol/dm3"为单位。碳酸盐碱度(CA):海水中碳酸氢根和两倍的碳酸根离子摩尔浓度的总和称为碳酸碱度，单位为“mol/dm3”，用符号“CA”表示：，海水中硼酸含量很少，硼酸根对碱度的影响通常是总碱度的5％~10％，而且随海水pH的降低，硼酸的离解程度减少，故其对Alk影响减小。海水中总二氧化碳(åCO2)定义为：式中亦称为“游离二氧化碳”。在海水pH条件下，离二氧化碳仅约占总二氧化碳的l％，其中碳酸为游离二氧化碳的0.2%左右。因此，总二氧化碳可近似表示为：CO2、CO32-、HCO3-与pH的关系:海水中二氧化碳的溶解平衡与H2CO3的电离平衡：海水中二氧化碳和溶解氧相似，大部分从大气溶入，此外，一部分来自海洋动物的呼吸、生物残骸和海底沉积物中有机质的分解而来。CO2在海水中的平衡溶解度仍然服从亨利定律，但与亨利定律的偏差比N2、O2或Ar大得多。其原因是CO2与N2、O2等其他气体不同，对水溶液来说，它在化学上不是惰性的。也就是说，它除了通常的水合作用外，也可发生水解作用：海洋中的溶解气体海水中气体来源：海水中的溶解气体主要是来自大气、海底火山活动以及海水本身所发生的化学过程、海洋中的生物活动(特别是光合作用、有机物质的分解)、放射性蜕变等海水中溶解气体的分类：(1)非保守气体或活性气体：海水中参加生物和化学反应的气体，例如O2，CO2，海水中的氧气除了受物理过程影响之外，还受到生物、化学过程的影响；(2)保守气体或非活性气体：不参加反应的气体，保守气体的分布仅受海水物理过程的影响，如惰性气体和氮气等。从氮气和氧气的分布差异可以了解海洋中氧气的生物化学过程。大气与海洋之间的气体交换：海水表面与大气接触，必然会使大气中某些成分溶解在海水中，这些气体在海洋和大气之间不断进行交换，存在着动态平衡。大气中的气体与海洋表层水进行交换的过程中，有些气体(如CO2)可能被海洋吸收，有些气体(如CO)则可能由海洋向大气输送。只有充分掌握海气交换的机理、交换速率等才有可能正确了解气体在地球上的循环过程。海-气交换受温度；气体溶解度；风速；季节等因素影响。温度对海-气交换的影响：大气与海洋间的气体交换主要决定于气体在两相中的分压差。当海水温度升高或降低都会使水体中气体的分压发生变化，因而引起气体在两相间的交换。海洋中的溶解氧特点：(1)表层海水与大气接触，溶解有充足的氧气，O2在两相之间存在近似的平衡；(2)升温、降温、生物活动等破坏这一平衡时，表层O2会逸出或溶入而达到新的平衡；(3)深海环流会把表层的富氧水带到深层,，结果是几千米的深海中也不缺氧；(4)海水中的溶解氧含量与海洋生物活动有关，光合作用中放出氧气，呼吸作用时要消耗水中氧气；(5)光合作用主要发生在深度不大的光合层，所释放的氧气与光照、生物密度和活动情况等有关，可以利用表层海水氧气的含量推测生物活动的情况。海洋中溶解氧的消耗：(1)呼吸作用：在真光层以下，由于光线减弱，海洋动植物和细菌的呼吸起主导地位；(2)有机物的分解：在补偿深度以下，除了动植物的呼吸作用消耗氧气以外，有机物的分解也消耗大量的氧气。有机物分解过程可能与氧的含量、温度、细菌情况及有机物质的性质有关。氧的消耗量主要决定于有机物的含量；(3)无机物的氧化作用：海水中含有一些还原态的无机物，如Fe2+和Mn2+等。这些物质在充氧水中会被氧氧化至高价态。但氧化过程所消耗的氧量与有机物的分解相比是非常小的。溶解氧的补偿深度：(1n)随着深度的增加，光合作用逐渐减小，而呼吸作用加强；当溶解氧的产生量恰好等于消耗量时，此深度称为补偿深度。在这一深度上的光强为仅能维持植物的生存但不能繁殖的最低光强。(2)不同海区补偿深度不同，其随地理、季节、光照时间、气候及水文等条件而变化。(3)一般大洋的补偿深度大些，近岸透明度小则补偿深度浅些。海水表层溶解氧含量最大的原因：海洋植物光合作用只能在光合层中进行，主要在0~80m深度，在80~200m深度光合作用减弱，生物已经不能有效进行繁殖。大于200m的深度则消耗占主要地位。生化需氧量BOD(n)：是指在需氧条件下，水中有机物因微生物的作用而消耗的氧量，通常使用单位为mg/l。要使水体中的有机物全部分解，需要100多天。一般采用20℃在含氧的条件下培养5天，称为5天生化需氧量，用BOD5来表示。BOD可作为水体受到有机物污染的一个指标。化学耗氧量(n)：指在一定条件下，1L水中还原物质被氧化所需要氧的毫克数。COD的测定：向一定量的水样中加入氧化剂(如KMnO4，K2Cr2O7或KIO3)，氧化后，把所消耗氧化剂的量换算成O2的毫克数。这种方法简单、快速，因此可以作为一种快速测定氧消耗量的方法。大洋中溶解氧的垂直分布特征：(1)表层水：氧浓度均匀，氧浓度的数值趋近于在大气压力及其周围温度条件下通过海-气界面氧交换平衡所确定的饱和值；(2)真光层：由于光合作用产生氧，可能出现氧最大值；(3)真光层以下因有机物氧化等因素，使溶解氧含量降低，有可能出现氧最小值；(4)深层水：在极深海区将可能是无氧生命区，但大洋底层潜流着极区下沉的巨大水团，氧浓度不一定随水深而降低，反而可能经最小值后又上升。(溶解氧分布图)溶解氧纬向分布规律：(1)溶解氧小的海域几乎全部属于高纬度、高生产量的海域。这表示溶解氧和局部生产量之间有着密切的关系；(2)纬度最高的北极海和南极海因上下层之间对流很强，不在此列。海洋中的无氧区：一些海水循环和对流混合交换受到限制的特殊海区，由于深层水中的氧气得不到补充，海水就会缺氧。像黑海、波罗的海的哥德兰海渊等区域属于缺氧甚至无氧。缺氧水的化学特征：(1)脱氮作用或反硝化作用，脱氮作用是使NO3-消失的作用。在缺氧海水中，由于微生物作用，NO3-还原为NO2-，再进一步还原为NH3或N2，使NO3-消失；(2)SO42-被还原为H2S。当海水中NO3-和NO2-被耗尽时，在硫酸盐还原菌的作用下，有机物以SO42-作为氧化剂(电子受体)氧化分解，而SO42-被还原为H2S。微量活性气体(n)：海水中的H2、CO、CH4和DMS(二甲基硫)等微量气体由生物或化学过程产生，一般称为“微量活性气体”或“非保守气体”。各种微量活性气体来源：(1)N2O与大规模的混合过程有关；(2)甲烷是海洋中有机体的碎屑被细菌分解过程中释放出来的一种气体。在缺氧水体中，细菌可以把CO和CO2还原为CH4。所以在缺氧水中CH4的含量较高；(3)海洋是CO的一种天然来源。从海水中溶解的有机碳可通过光化学作用产生CO，但是生物化学产生的CO更重要。CO在海水中表层含量较高，在100米处降至最低值。海洋中的营养盐一、名词解释营养盐：所谓营养盐是对生物而言的，严格地说，海水中主要成分和微量金属也是营养成分，但通常只指N、P、Si元素的盐类为海水营养盐。痕量营养元素：有些元素对海洋植物的生长起着促进作用，但在海水中的含量很低，如Fe、Mn、Cu、Zn、Mo、Co、Ba、Se等。主要营养元素(或生源要素)：与主要成分比较，海水中N、P、Si的浓度很低，而且受生物影响最大。生物制约元素：由于各类营养元素在海水中含量很低，在海洋表层常常被海洋浮游植物大量消耗，甚至成为海洋初级生产力的限制因素，所以，又称它们为“生物制约元素”。营养盐再生：海水真光层内，营养盐经生物光合作用被吸收，进入生物有机体组成，使表层营养盐贫化；随着生物排泄物和残骸的下沉，有机体分解、矿化，营养元素最终以无机形态返回到海水中的过程。氮、磷再生：由于自溶和细菌作用，使海水深层生物颗粒中的N、P重新回到海水中，导致浓度增加的现象。二、简答、分析、计算主要营养元素的作用：N、P、Si是海洋生物生长所必需的最重要元素，也是海洋初级生产过程和食物链的基础，在海水中它们含量的高低会影响海洋生物生产力与生态系统结构；生物活动也会对N、P、Si在海水中的含量、分布产生明显的影响。营养元素的来源：主要为大陆径流带来的岩石风化产物、有机物腐解的产物及人类活动排入的废弃物；此外海底火山及海底热水活动、海底冷泉、海底岩石海解、极地冰川融化，甚至来自大气输送的固体微粒或气溶胶、降水、海洋对气体的直接吸收，雨水的加入等。营养元素的迁出：形成固体物质、沉降作用，如形成自生矿物、被悬浮物质吸附、进入生物组织或通过海气界面向大气输送。营养盐的特征：(1)营养盐是海洋生命活动的基本要素，浮游植物光合作用中被吸收，与碳、氧等构成生物体基本组成；有较为恒定的吸收比；限制真光层内生物量和生产力。(2)养盐含量、分布、变化和循环主要受生物作用控制，浮游植物的生长和繁殖吸收营养盐，后又被浮游动物所吞食，其代谢过程中的排泄物和生物残骸经分解又重新溶入海水，因这些元素参与了生物生命活动全过程，其含量、存在形式和分布主要受生物制约，同时也受化学、地质和水文因素影响，含量和分布不均匀也不恒定，具有明显的季节性和区域性变化。营养盐再生扩散过程：颗粒从真光层沉降至中、深层水体中，经再生过程后营养盐含量增高；经垂直对流、扩散作用，使深层水中营养盐重新回到真光层；经横向平流运动把营养盐分散开，形成循环。营养元素和氧的吸收与再生的化学计量：(1)NO3--N和磷酸盐因浮游植物的生长影响，彼此以恒定比例自海水中移出；(2)不同位置和深度的海水也以近似恒定的比例含有N、P两种成分；(3)沿岸水体中，通常N:P比值在5:1和8:1之间；(4)浮游动物的N:P比值比浮游植物的要高；(5)由于浮游植物产量中硅藻的比例及其硅化作用的程度有很大变动，所以Si和氧消耗之间无化学计量关系。大洋水营养盐垂直分布规律：①表层，营养盐含量低，分布比较均匀；②次层，营养盐含量随深度的增加而迅速增加；③次深层，营养盐含量出现最大值；④深层，厚度虽大，但磷酸盐和硝酸盐的含量变化很小，硅酸盐含量随深度的增加而略为增加。(如下图)海水中磷的形态：磷以不同的形态存在于海洋水体、海洋生物体、海洋沉积物和海洋悬浮物中；海水中磷的存在形式多样，如溶解态无机磷酸盐、溶解态有机磷化合物、颗粒态有机磷物质和吸附在悬浮物上的磷化合物等；通常溶解态无机磷酸盐为主要形态，用PO43--P表示。溶解无机磷DIP：H3PO4、H2PO4-、HPO42-、PO43-海水中无机磷酸盐的存在形式：海水中无机磷酸盐存在平衡：H3PO4«H++H2PO4-«2H++HPO42-«3H++PO43-；不同pH值时，3种阴离子H2PO4-、HPO42-和PO43-所占总磷量的百分比不同；相同pH下，受常量阳离子Ca、Mg等的影响，溶液不同各磷酸盐阴离子含量也不同。磷在海洋中的相互转化与循环：来源：陆地径流：磷进入海洋主要通过河流输入，陆地岩石、土壤风化的产物是河流磷的主要来源；大气沉降；火山活动。迁出：有机质埋藏：磷从上层水体输送进入沉积物的最重要途径是通过生物吸收，结合进入到沉降颗粒有机物中，最终埋藏于沉积物；吸附与沉淀：磷在黏土、铁锰氧化物上结合进入CaCO3壳体迁出海洋；磷灰石埋藏；热水活动。磷在海洋中的分布规律：在河口沿岸水体、封闭海区和上升流区的磷酸盐含量较高，而在开阔的大洋表层含量较低；近海水域磷酸盐含量冬季较高，夏季较低；在河口及沿岸浅海区磷酸盐的垂直方向上分布比较均匀，而在深海和大洋中，则有明显分层。磷的水平分布：大洋海水中无机磷酸盐的浓度一般不超过0.5-1.0mmol/dm3；在热带海洋表层水中，生物生产力大，磷的浓度较低，通常在0.1-0.2mmol/dm3；在太平洋、大西洋和印度洋的南部，磷酸盐的分布及含量大致相同；大西洋北部磷含量较低，太平洋北部磷含量几乎是南部海区的两倍；磷分布与溶解氧分布呈互补，一般规律是若磷含量高，氧含量低。三大洋水中磷酸盐含量分布规律：表层较低：由于生物活动吸收磷酸盐，使磷的含量很低，甚至降到零值；在500-800m深水层内，随深度的增加而迅速增加：含磷颗粒在重力的作用下下沉或被动物一直带到深海，由于细菌的分解氧化，不断地把磷酸盐释放回海水，从而使磷的含量随深度的增加而迅速增加，一直达到最大值(1000m左右)；1000m以下的深层水，随深度的增加变化很小：在1000m以下深层水中，磷几乎都以溶解的磷酸盐形式存在。由于垂直涡动扩散，使源于不同水层的磷酸盐浓度趋于均等。磷分布的季节变化：海水中磷含量因受生物活动及其他因素的影响而存在季节变化，尤其是在温带(中纬度)海区的表层水和近岸浅海中，磷酸盐的含量分布具有规律性的季节变化；夏季：表层海水由于光合作用强烈，生物活动旺盛，摄取磷多，而深层水的磷补给不足，使表层水磷含量降低，以致减为零值；冬季：由于生物死亡，尸骸和排泄物腐解，磷重新释放返回海水中，同时由于冬季海水对流混合剧烈，使底部的磷酸盐补充到表层，使磷含量达全年最高值。氮在海水中的相互转化：海洋生物活动是导致海洋中氮各种形态相互转化的重要影响因素，其中①生物固氮作用、②氮的同化作用、③硝化作用和⑥反硝化作用是海洋氮循环的关键过程。氨化作用：有机氮化合物经微生物分解产生NH3或NH4+的过程。硝化作用：在某些微生物类群的作用下，NH3或NH4+氧化为NO2-或NO3-的过程。有光化学氧化、化学氧化、细菌作用氧化反硝化作用：即脱氮作用，是使NO3-消失的作用，在缺氧海水中，由于微生物作用，NO3-还原为NO2-，再进一步还原为气态氮化合物(N2O或N2)，使NO3-消失。海洋浮游植物对氮的吸收：在各种形式的氮化合物中，能被海洋浮游植物直接利用的是溶解无机氮化合物（DIN），包括NO3-、NO2-、NH4+；还原浮游植物也会直接利用一部分溶解有机氮化合物（DON），但吸收量甚少；生物吸收转化成有机氮，经排泄或生物体死亡，被微生物生化分解转变为无机氮，构成氮的循环。氮在海洋中的分布规律：①随着纬度的增加而增加；②随着深度的增加而增加；③在印度洋、太平洋的含量大于大西洋的含量；近岸浅海海域的含量一般比大洋水的含量高。氮在海洋中的分布：水平分布：在同一纬度上，由于生物活动和水文条件不同而有很大的差异。南大西洋海水中硝酸盐含量很高，北大西洋硝酸盐的含量约为南大西洋的一半。垂直分布：在深层水中，由于氮化合物不断氧化的结果，积存着相当丰富的硝酸盐；铵盐在真光层中为植物所利用，但在深层中则受细菌作用，硝化而生成亚硝酸盐以至硝酸盐。因此，在大洋的真光层以下的海水中，铵盐和亚硝酸盐的含量通常甚微，而且后者的含量低于前者，它们的最大值常出现在温度跃层内或其上方水层之中。海洋中氮的季节变化：暖季：生物生长繁殖旺盛，3种无机氮含量下降达到最低值，在表层水该趋势更为明显；冬季：由于生物尸骸的氧化分解和海水剧烈的上、下对流，使3种氮含量回升达到最高值，且NH4+-N和NO2--N先于NO3--N回升硅在海水中的存在形态：可溶性硅酸盐、胶体状硅化合物、悬浮态硅和作为海洋生物组织硅等；其中以可溶性硅酸盐和悬浮二氧化硅两种为主；在海水pH值为7.7~8.3时，只有约5%的溶解硅以离子形态H3SiO4-存在，大部分以H4SiO4形态存在。活性硅酸盐(n)：指可通过滤膜孔径为0.1-0.5mm的硝化纤维膜，并且可用硅钼黄络合比色法测定的低聚合度的溶解硅酸和单分子硅酸。硅在海水中的分布：硅在海洋中的含量分布规律与氮、磷元素相似，海洋中硅酸盐含量随着海区的季节的不同而变化；但硅是海洋中浓度变化最大的元素，无论是丰度还是浓度，变化幅度都比N，P元素来得大；海水中硅主要来源为河流输入。水平分布：大洋表层水，因硅藻等浮游植物的生长繁殖，硅酸盐被消耗，硅含量降低；大洋深水，硅含量由大陆径流量最大的大西洋朝着大陆径流量最小的太平洋的方向显著增加(类似于其他生源要素硝酸盐和磷酸盐等)；表层水中溶解态硅的分布显示其在极地与亚极地海域具有较高的浓度；沿岸水体由于河流的输入，硅酸盐浓度一般高于开阔大洋。垂直分布：海水中硅的垂直分布与硝酸盐和磷酸盐不同。硅的浓度随深度增加而增加，介于0~200mM之间；中间水层硅的含量没有最大层；太平洋和印度洋深层水中含硅量要比大西洋深层水中高得多，太平洋底层水中硅含量有时高达270mmol/dm3。硅在海水中的季节分布：春季：因硅藻等浮游植物繁殖旺盛，使海水中硅酸盐含量大为减少，但由于含有大量硅酸盐的河水径流入海，生物活动减少的硅酸盐不像磷酸盐和硝酸盐那样可消耗至零；夏季：由于表层水温升高，硅藻生长受到抑制，硅含量有一定程度回升；冬季：生物死亡，其尸体下沉腐解使硅又重新溶解于海水中，海水中硅酸盐含量迅速升高。其特殊之处在于，氮和磷的再生必须在细菌的作用下分解释放；硅质残骸主要是靠海水对它的溶解作用。沉积物生源硅控制因素：1)水柱中生源硅的沉降通量；(2)沉积物生源硅的保存程度；(3)其它颗粒物的相对累积速率。溶解态硅的来源于迁出：来源：河流、沉积物间隙水的扩散和海底热水活动；迁出：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。富营养化及来源：富营养化是水体营养过剩的一种现象；营养元素来自地表径流的冲刷和淋溶，雨水对大气的淋洗，以及向湖泊和近海水域排放的含营养物质的废水、污水；结果是导致生物疯长、沿岸带扩大，沉积物增加；富营养化现象在人为污染水域或自然水域均会发生；引起富营养化的物质主要是N、P；N主要来源于大量使用化肥的农业排水和含有粪便等有机物的生活污水；P主要来自含合成洗涤剂和生活污水。水华与赤潮(n)：水体出现富营养化现象时，由于浮游生物大量繁殖，往往使水体呈现蓝色、红色、棕色、乳白色等，这种现象在江河湖泊中叫水华(水花)，在海中叫赤潮。赤潮(n)：在国际上也称有害藻类(HAB)，指在一定的环境条件下，海洋中的浮游微藻、原生动物或细菌等在短时间内突发性链式增殖和聚集，导致海洋生态系严重破坏或引起水色变化的灾害性海洋生态异常现象。赤潮大多发生在内海、河口、港湾或有上升流的水域，且一般发生在春、夏季，与水温有关。赤潮对环境的危害：(1)影响水体的酸碱度和透明度；(2)消耗水体中的营养物质，并分泌出抑制其他生物生长的物质；(3)造成水体中生物量增加，但种类数减少；(4)许多赤潮生物含有毒素，使海洋生物生理失调或死亡；(5)赤潮也可使海洋动物呼吸和滤食活动受损，导致大量的海洋动物机械性窒息死亡；(6)处在消退期的赤潮生物大量死亡分解，水体中溶解氧大量被消耗，导致其他生物死亡。赤潮不仅严重破坏了海洋生态平衡，恶化了海洋环境，危害了海洋水产资源，危及海洋生物，甚至威胁着人类的健康和生命安全。第五章海洋环流一、名词解释海流：海流是指在一段较长的时间内(一个月、一个季节、一年或长期）具有大体一定方向和速度的海水运动，又称为常流。重力位势：从一个水平面逆重力方向移动单位物体到某一高度所做的功。压强梯度力：单位质量海水所受到海水静压力的合力。正压场：等压面与等势面平行的压力场。斜压场：等压面相对于等势面发生倾斜。内压场：由海洋中密度差异所形成的斜压状态。外压场：由于外部原因引起海面倾斜所产生的压力场。总压场：外压场自海面到海底叠加在内压场上。地转流：若不考虑海水的湍应力和其他能够影响海水流动的因素，水平压强梯度力与地转偏向力取得平衡时的定常流动。地转流公式及表示：北半球，流向指向等压面下倾方向右方90°。当顺流而立时，右侧等压面高，左侧低，即等压面自左下方向右上方倾斜。南半球与之相反。等压场与等密度场：等压面与等密度面相对χ轴的倾角方向相反；当V上层>V下层，顺流而立，在北半球ρ小的海水在右侧，ρ大的海水在左侧，等压面自左向右上倾斜。南半球则相反；二、简答海流产生的原因：风、温盐变化导致密度分布不均匀、海面倾斜、天体引潮力、海啸。海流的分类：海面上的风力驱动，形成风生海流；海水的温盐变化形成热盐环流；地转流是压强梯度力与科氏力共同作用产生的海水流动。三、分析论述、计算地转流计算步骤：划分计算层次；假设一个适当的零面，求出ΔhP-PN，根据ΔhP-PN符号判断等压面下倾方向，再据南北半球判断流向；求Vp；作图。例题1：某海区(j=24°)A、B两站相距20km，根据实测的温盐深可算得两站各深度海水的当场比容a(s,t,p)，如下表所示。设2000m深度处的等压面为零面，试求100m深度处的地转流速。深度z