海洋科學導論名詞解釋總結(全)

第二章地球系統(tǒng)與海底科學一、名詞解釋洋：地球上連續(xù)巨大的咸水體。面積廣闊，占海洋總面積的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：占總面積9.7%；位于大陸邊緣，被陸地、島弧分割的許多形態(tài)各異的小水體；深度淺（<2000米）。按海所處的位置可將其分為陸間海、內(nèi)陸海和邊緣海。陸間海：陸間海是指位于大陸之間的海，面積和深度都較大，如地中海和加勒比海。內(nèi)陸海：伸入大陸，面積較小，受大陸影響大,如渤海和波羅的海等。邊緣海：位于大陸邊緣，以半島、島嶼或群島與大洋分隔，但水流交換通暢，如東海、日本海等。海灣(gulf)：洋或海延伸進大陸且深度逐漸減小的水域。海峽(strait)：兩端連接海洋的狹窄水道。墨卡托投影:又稱正軸等角圓柱投影，設想一個與地軸方向一致的圓柱切于或割于地球，按等角條件將經(jīng)緯網(wǎng)投影到圓柱面上，將圓柱面展為平面后，得平面經(jīng)緯線網(wǎng)。二、簡答、分析海陸分布：海陸分布在各緯度上是不均勻的，在南緯56°~65°之間，幾乎沒有陸地；在北緯65°附近，大陸卻幾乎連成一片。在緯度高于80°的南極地區(qū)，主要被陸地占據(jù)；而在北極則是一片廣闊的水域。洋的水文特征：遠離大陸，受陸地影響??；水文要素穩(wěn)定；鹽度平均35，且年變化小；有獨立的潮汐系統(tǒng)和強大的洋流系統(tǒng)。海的水文特征：溫、鹽等水文要素受陸地影響大，季節(jié)變化明顯；透明度小；潮汐系統(tǒng)受大洋支配海灣的水文特征：水文要素特征一般與其相鄰的?；虼笱笙嗨?，在海灣中常有大潮差。海峽水文特征：流速很大，尤其潮流流速很大。太平洋：面積最大：占地表總面積1/3，海洋表面積的1/2；平均深度4028m，東西最寬達半個赤道；體積最大：水量約等于全球水量的一半；島嶼很多，特別是在中西部。大西洋：占世界大洋面積1/4，平均深度3627m。東西狹窄，赤道最窄，分南北大西洋，有一”S“形洋中脊橫貫南北；海岸形態(tài)：南：平直無附屬海；北：迂回曲折，多島嶼、港灣和附屬海。印度洋：面積：占世界洋面積的1/5，平均深度超過大西洋，平均3897m。在中央海底有倒”Y”型洋中脊。北冰洋：面積最小，水深最淺，平均1200m，最寒冷；具有世界上最寬的大陸架。后續(xù)見書第三章海水物理性質和世界大洋的層化結構一、名詞解釋海水：海水是一種溶解有多種無機鹽、有機物質和氣體以及含有許多懸浮物質的混合液體。溶解無機鹽的總含量約占3.5%左右。第一鹽度定義(1902)：1kg海水中的碳酸鹽全部轉換成氧化物，溴和碘以氯當量置換，有機物全部氧化之后所剩固體物質總克數(shù)。以S‰表示，單位g/Kg。氯度的早期定義：在1kg海水中，若將溴和碘被等當量的氯置換后，所含氯的總克數(shù)。以g/Kg為單位，符號C1‰。絕對鹽度：海水中溶質質量與海水質量之比，以符號SA表示熱膨脹系數(shù)：在海水溫度高于最大密度時，若再吸收熱量，除增加其內(nèi)能使溫度升高外，還會發(fā)生體積膨脹，其相對變化率即為海水的熱膨脹系數(shù)。熱容：海水溫度升高1K(或1℃)時所吸收的熱量，單位是焦耳每開爾文(J/K)或焦耳每攝氏度(J/℃)。比熱容：單位質量海水溫度升高1K所吸收的熱量(單位：J/(Kkg))。在一定壓力下測定的比熱容稱為定壓比熱容(cp)，在一定體積下測定的比熱容為定容比熱容(cv)。壓縮系數(shù)：單位體積海水，當壓力增加1Pa時，其體積的負增量。海水的壓縮系數(shù)隨溫度、鹽度和壓力的增大而減小。等溫壓縮：海水微團在被壓縮時，與周圍海水有熱量交換而得以維持其水溫不變。絕熱壓縮：海水微團在被壓縮過程中，與外界沒有熱量交換。等溫壓縮：海水微團在被壓縮時，因和周圍海水由熱量交換而得以維持其水溫不變。絕熱變化：海水絕熱下沉時，壓力增大使其體積縮小，外力對海水微團做功，增加了其內(nèi)能導致溫度升高；反之，當絕熱上升時，體積膨脹，消耗內(nèi)能導致溫度降低。這些過程的海水微團內(nèi)的溫度變化。絕熱溫度梯度：海水絕熱溫度變化隨壓力的變化率。位溫：海洋中某一深度(壓力為p)的海水微團，絕熱上升到海面(壓力為大氣壓p0)時所具有的溫度稱為該深度海水的位溫。若現(xiàn)場溫度為t，絕熱上升到海面溫度降低了△t，則該深度海水的位溫為t-△t。蒸發(fā)潛熱：使單位質量海水化為同溫度的蒸汽所需的熱量，以L表示，單位是焦耳每千克或每克,記為J/kg或J/g。飽和蒸汽壓：是指水分子由水面逃出和同時回到水中的過程達到動態(tài)平衡時，水面上水汽所具有的壓力。熱傳導：相鄰海水溫度不同時，由于海水分子或海水塊體的交換，會使熱量由高溫處向低溫處轉移。僅由分子的隨機運動引起的熱傳導，稱為分子熱傳導，由海水塊體的隨機運動所引起，則稱為渦動熱傳導或湍流熱傳導。粘滯性：當相鄰兩層海水作相對運動時，由于水分子的不規(guī)則運動或者海水塊體的隨機運動(湍流)，在兩層海水之間便有動量傳遞，從而產(chǎn)生切應力。海水滲透壓：如果在海水與淡水之間放置一個半滲透膜，水分子可以通過，但鹽分子不能透過。那么，淡水一側的水會慢慢地滲向海水的一側，使海水一側的壓力增大，直至達到平衡狀態(tài)。此時膜兩邊的壓力差，稱為滲透壓。表面張力：在液體的自由表面上，由于分子之間的吸引力所形成的合力，使自由表面趨向最小。(水文部分三個表)海水的密度：單位體積內(nèi)所含海水的質量為海水密度，單位：克/厘米3。它的大小取決于鹽度、水溫和壓力(或深度)，在數(shù)值上一般都大于1，而且前面兩位有效數(shù)字對各種海水都相同。輻射平衡：平均而言，全球的太陽輻射Qs比海面的有效回輻射Qb大，故Qs-Qb＞0，這部分熱盈余稱為輻射平衡。大洋主溫躍層：低緯海域的暖水只限于薄薄的近表層之內(nèi)，其下便是溫度鉛直梯度較大的水層，在不太厚的深度內(nèi)，水溫迅速遞減。上混合層：暖水區(qū)的表面，由于受動力及熱力因素的作用，引起強烈湍流混合，從而在其上部形成一個溫度鉛直梯度很小，幾近均勻的水層。水團：是在一定的時期中形成于同一源地的、一定體積的水體。在同一水團內(nèi)，主要海洋學特征（溫度、鹽度等）在空間上具有相對的均一性，在時間上具有大體一致的變化趨勢，與其周圍海水的物理、化學性質及其變化規(guī)律存在明顯差異。水團變性：指該水團特征受到其他水團、地理或氣象因子的影響，其高水平特征因子不斷向低水平過渡，并逐漸喪失其原有特征的過程。溫-鹽圖解：指以溫度為縱坐標，以鹽度為橫坐標，將測站上不同層次的實測溫、鹽值對應地點在溫、鹽坐標系中，然后自表至底有序地把各點聯(lián)結起來的曲線圖。海水混合：海水的各種特性(例如熱量、濃度、動量等)逐漸趨向均勻的過程分子混合：通過分子的隨機運動與相鄰海水進行特性交換，其交換強度小，且只與海水的性質有關。渦動混合：有海洋湍流引起的，也稱湍流混合，是海洋中混合的重要形式，與海水的運動狀況密切相關。對流混合：由熱鹽作用引起的，主要表現(xiàn)在鉛直方向上的水體交換。雙擴散效應：海水混合現(xiàn)象完全由熱量與鹽量通過分子擴散而引起的。海水的透明度：以直徑30厘米的白圓盤投入海水中的可見深度來表示。水色：將透明度盤提升至透明度一半深度處，俯視透明度盤之上的水柱顏色。由海水的光學性質決定。理想溶液：任一組分在全部濃度范圍內(nèi)都符合拉烏爾定律的溶液稱為理想溶液。結冰過程：海水（S>24.695)結冰：海面降至冰點時，因增密引起的對流混合一直發(fā)生；只有當對流混合層都達冰點時才開始結冰。海水結冰厚度大。擴散系數(shù)：指菲克第一定律中擴散通量和濃度梯度之間的比例常數(shù)，其值表示了原子的擴散速率。憎水結合：像烴類這樣比較大的分子進入水中時，互相結合著的水分子之間的相互聯(lián)系被破壞了，而水分子在烴的周圍變成特殊的結合狀態(tài)。斯蒂芬—波爾茲曼定律：任何溫度高于絕對零度的物體都能以輻射的形式向外釋放能量，它與絕對溫度Tk的4次方成正比維恩定律:輻射能量的最大波長與輻射體表面的絕對溫度成反比。二、簡答、分析、計算不同海區(qū)蒸發(fā)情況：大風和干燥情況下水的蒸發(fā)量大于微風并且水汽含量接近100%；在高緯地區(qū)，冰面覆蓋海域的蒸發(fā)量遠小于開闊海域；最大的潛熱通量位于貿(mào)易風區(qū)，因為那里?！獨鉂穸炔钭畲螅黄浯问菫沉骱秃诔眳^(qū)，那里濕度差大，風速也大。水的密度變化異常：純水在大氣壓力下，溫度4℃時密度最大，在4℃以上，密度隨溫度的降低而增大，在4℃以下時隨溫度的降低而減少，這是由水分子的締合造成的。水的熱特殊性質：同是氧族的化合物，水與H2S、H2Se和H2Te相比，水的熔點、沸點、比熱、蒸發(fā)潛熱和表面張力值都比氧的同族化合物高，這是因為在融化和汽化時，締合分子的離解需要消耗較多的能量。測定海水氯含量：氯是海水中含量最高的元素，氯含量(包括溴、碘)的測定，可用硝酸銀(AgNO3)標準溶液滴定，既方便又容易準確。化學反應式為其他的鹵化物也同樣沉淀下來，鉻酸鉀作為指示劑，加入后沉淀物變到磚紅色。通過測定海水的氯度，再Knudsen公式按(下式)便可計算鹽度，無需再直接測定鹽度。S‰=0.030+1.8050Cl‰Knudsen公式的不足：1.海水組分不符合恒比關系導致上述關系式計算出來的鹽度誤差可達0.04‰；2.由于早期Cl、Br、I等的原子量不夠準確，每次原子量的修訂，都會出現(xiàn)氯度定義上的微小改動；3.氯度滴定技術還產(chǎn)生20.03Cl‰以上的誤差；4.當時所取的水樣多數(shù)為波羅的海的表層水，難以代表整個大洋水的規(guī)律；5.關系式中的常數(shù)項0.030，不符合大洋海水鹽度變化的實際情況。鹽度—氯度新關系式：鹽度與氯度的新關系式和由電導率比計算鹽度的關系式：S‰=1.80655Cl‰；S‰=-0.08996+28.29729K15+12.80832K152-10.67869K153+5.98624K154-1.32311K155(第二鹽度定義)式中：K15是在15℃和0.1MPa條件下，某一水樣的電導率與35.00‰標準海水電導率的比值。新鹽度定義仍存在著如下問題：①缺乏嚴格一致的35‰鹽度基準，無法保證量值溯源；②受海水離子組成的影響，不能精確確定海水鹽度的相對變化，對深層海水、近岸海水及其他離子組成有明顯差異的海水難以得到可靠的結果；③與此電導鹽度相對應的國際海洋學常用表，適用溫度范圍是10~31℃，因此在10℃以下就不能滿足使用要求。絕對鹽度和實用鹽度：絕對鹽度：海水中溶質質量與海水質量之比，以符號SA表示；實用鹽度：以溫度為15℃，0.1MPa下的海水樣品的電導率與相同溫度和壓力下，質量比為32.4356×10-3的氯化鉀溶液電導率的比值K15來確定的。當K15值精確等于1時，則實用鹽度正好等于35，以符號為S表示，并通過如下方程來確定。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)；實用鹽度不再使用符號“‰”，因而實用鹽度是舊鹽度的1000倍。鹽度最高的海域：北大西洋的平均鹽度為37.9。紅海的鹽度為40~41，其中在2000米深阿特蘭蒂斯(Ⅱ)海淵最深處鹽水層，曾測得過鹽度為325的高值，這已經(jīng)接近飽和了。鹽度最低的海域：鹽度最低的海域不是在大洋，而是在那些與大洋海水交換極緩慢的封閉性海域中，由于受降水和大陸徑流的影響，鹽度就大大降低了。據(jù)測定，黑海的鹽度為15~23；波羅的海的鹽度大多在2~15之間。海洋表層鹽度分布特征：1）基本具有緯線方向的帶狀分布特征2）大洋表層鹽度的最大值出現(xiàn)在亞熱帶海域，赤道海域次之，而極地附近海域最低。3）大洋中部的鹽度較高，而近岸和河口區(qū)的鹽度較低。4）寒、暖流交匯處，等鹽線密集。5）大洋表層鹽度冬、夏季的分布，不像水溫那樣差異明顯，只是在季風影響特別顯著的海域才有較明顯的差異水平分布圖見下圖鹽度水平分布特征原因：海洋表層鹽度與其水量收支有著直接的關系，經(jīng)線方向分布與蒸發(fā)、降水之差有極為相似的變化規(guī)律。在赤道海域，降水量大于蒸發(fā)量，有水分凈輸入，因此鹽度降低。在副熱帶海區(qū)，由于降水少，蒸發(fā)量大，海洋表層有凈水分輸入，因此鹽度增大。從中緯向高緯海區(qū)，由于溫度較低，降水量也大于蒸發(fā)量，鹽度降低。赤道附近鹽度最低，在緯度200N和附近鹽度最高原因：在這200N附近海域，高溫和強風造成高蒸發(fā)率；赤道附近最低是因為大量降雨和風速減弱造成的；在高緯度則因降水量超過蒸發(fā)量，而使鹽度下降。赤道表層海域為什么不是含鹽量最多的區(qū)域：一般來說，海水的鹽度高是與蒸發(fā)量有密切的關系。但是，赤道海域盡管氣溫較高，有著蒸發(fā)量大的條件，然而這里暴雨頻繁，降水量大大超過了蒸發(fā)量，所以赤道海域的鹽度不僅不大，反而低于大洋水的平均鹽度值以下。含鹽量最高的海域是在南、北回歸線附近。世界各大洋的表層和深層海水鹽度的影響因素：表層影響因素主要有：蒸發(fā)、降水、結冰、融冰和陸地徑流；深層影響因素主要有：環(huán)流和湍流等物理過程的控制。海水的比容：即單位質量海水的體積，是密度的倒數(shù)，海水的比容Vs隨鹽度、溫度、壓力的變化：在溫度(T)0≤T≤20℃，壓力(p)在1≤p≤1000巴，鹽度(S)在30-40‰的范圍內(nèi)為：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海水熱膨脹系數(shù)性質：海水的熱膨脹系數(shù)比純水大，且隨溫度、鹽度和壓力的增大而增大；在大氣壓力下，低溫、低鹽海水的熱膨脹系數(shù)為負值，說明當溫度升高時海水收縮。熱膨脹系數(shù)由正值轉為負值時所對應的溫度，就是海水的最大密度的溫度。海水蒸發(fā)特點：對于海水而言，由于“鹽”的存在，則單位面積海面上平均的水分子數(shù)目要少，減少了海面上水分子的數(shù)目，因而使飽和蒸汽壓降低，限制了海水的蒸發(fā)；海面的蒸發(fā)量與海面上水汽的飽和差(相對于表面水溫的飽和水汽壓與現(xiàn)場實際水汽壓之差)成比例，海面上飽和蒸汽壓越小，越不利于海水的蒸發(fā)。因蒸發(fā)而損失的水量和熱量就相對減少了。蒸汽壓(p)和海水鹽度(S)之間存在下式:p=P0′(1-0.000537S),對鹽度35‰的海水，p=0.98P0，蒸汽壓減少約2%。但是，蒸汽壓隨鹽度變化要比其隨溫度的變化還要少很多。隨鹽度增加，蒸汽壓降低。海水密度：海水密度有現(xiàn)場密度和條件密度之分?，F(xiàn)場密度是指在現(xiàn)場溫度、鹽度和壓力條件下所測得的海水密度；條件密度是指當大氣壓等于零時的密度。海水的密度rs,q,p是鹽度(S)，溫度(q)和壓力(p)的函數(shù)，但用數(shù)值表示時，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規(guī)律：從赤道向兩極地區(qū)增大，最大密度往往出現(xiàn)在高緯地區(qū)；其垂直分布規(guī)律：從表層向深層逐漸增加；海水密度是決定洋流運動的重要因素之一。海冰：形成條件：海水溫度降至冰點并繼續(xù)失熱、相對冰點稍有過冷卻現(xiàn)象并有凝結核存在。形成過程：淡水在0℃結冰，叫做冰點；海水的冰點低于淡水，并且隨著鹽度的增加而降低；當海水表面趨向于結冰溫度時，密度增大，海面海水下沉，引起水的垂直對流，進行混合；表層水開始結冰，析出鹽類而使鄰近水層的鹽度增大，從而使鄰近的海水的冰點再次下降；因此，海洋只有混合均勻，從表層到海底各深度的水溫接近冰點時，海面才會凝固結冰。所以，海冰不像湖水河水結冰那樣容易。海水冰點與鹽度的關系：海水的冰點(T)與鹽度(S)之間存在如下關系式：滲透壓的計算：滲透壓P(00)與冰點(t0)之間有下述關系：P(00)＝-12.08t0；滲透壓隨溫度而變化，可用下式計算，P(t0)=P(00)′(273+t)/273；滲透壓P與溫度t、氯度Cl之間存在下述關系：P=(1.240+0.00454t)Cl。例題：計算出鹽度為30，溫度為20度的滲透壓值？方法一：P(00)＝-12.08t0P(t0)=P(00)′(273+t)/273方法二：由鹽度先計算出氯度：S＝1.805ClP=(1.240+0.00454t)Cl海面有效回輻射：海面輻射為長波輻射。海面有效回輻射指海面的長波輻射與大氣回輻射(長波)之差。海面有效回輻射主要取決于海面水溫，海上的水汽含量和云的特征。海面有效回輻射隨溫度的升高而減小，隨濕度的增大也減少，有云時，也減小。這是因為當海面溫度升高時，雖然海面的長波輻射增大，但與此同時，海面上的水汽量也增加，而且隨溫度的升高呈指數(shù)性增加，結果大氣回輻射比海面長波輻射增大的快，從而使海面有效回輻射較小。當天空有云時的，大氣回輻射增強，海面有效回輻射較小，這也是在冬季早晨陰天時比晴天時暖和的原因。影響海面蒸發(fā)的因素：近海面空氣層中水汽的鉛直梯度；海面水溫與近海面氣層的溫度差；風的促進作用。大洋蒸發(fā)特點：蒸發(fā)速率不均勻，且具有明顯的季節(jié)變化。赤道海域蒸發(fā)量較小，因為那里的空氣中相對濕度大而風速又小；高緯海區(qū)由于氣溫低，大氣容納的水汽量小，因而蒸發(fā)量也小；副熱帶海區(qū)和信風帶，空氣干燥、氣溫高、風速大，所以蒸發(fā)量大；特別在大西洋灣流區(qū)和太平洋黑潮區(qū)出現(xiàn)極大值，原因是暖流北上到中緯海域，水溫遠高于氣溫，尤其冬季又盛行偏北風，所以蒸發(fā)特別強烈。就季節(jié)變化而言，一般冬季大于夏季，這主要由于冬季水溫高于氣溫，空氣層結不穩(wěn)定，且冬季風速較大所致。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，在副熱帶海域明顯減少，而南北半球的極鋒附近又顯著增多，然后向及反向迅速減少。2.陸地徑流，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.蒸發(fā)，赤道附近小，南、北副熱帶海域出現(xiàn)兩個極大值，向高緯迅速減小，至兩級最小。2.結冰世界大洋中溫、鹽、密度場的基本特征：在表層大致沿緯向呈帶狀分布，即東—西方向上量值的差異相對很??；而在經(jīng)向，即南—北方向上的變化卻十分明顯。在鉛直方向上，基本呈層化狀態(tài)，且隨深度的增加其水平差異逐漸縮小，至深層其溫、鹽、密的分布均勻。在鉛直方向上的變化相對水平方向上要大得多。海水熱量來源及損失途徑：太陽輻射、大氣對海面的長波輻射、海面水汽凝結、暖于海水的降水和大陸徑流、地球內(nèi)部向海水放出的熱能；海面蒸發(fā)、海面向空氣的長波輻射和海面與冷空氣的對流熱交換。溫帶海洋水溫變化特征：溫帶海洋中,冬季海水中普遍存在混合層(等溫層),春季形成較弱的溫度梯度,夏季溫度梯度增大,入秋后表水溫度降低,混合層愈來愈深,于是形成一個突出的變溫層。海水表層溫度分布特征：1)平均溫度變化于-1.7~30℃，最高水溫并不位于赤道上，而是出現(xiàn)在赤道以北，稱為熱赤道。從熱赤道向兩極逐漸降低。2)由于陸地集中于北半球，故北半球海水等溫線分布不規(guī)則，而南半球等溫線近似平行于緯線。同時，北半球水溫略高于南半球同緯度的水溫。3)不同溫度的洋流交會處，海水溫度梯度最大，等溫線特別密集。水溫的鉛直分布：在主溫躍層以上為暖水層，主溫躍層之內(nèi)，水溫隨著深度的增加迅速遞減，主溫躍層一下，水溫隨深度的增加逐漸降低，但梯度很小。大洋鹽度的鉛直向分布：1)在赤道海區(qū)鹽度較低的海水只涉及不大的深度。其下便是由南、北半球副熱帶海區(qū)下沉后向赤道方向擴展的高鹽水，它分布在表層之下，稱大洋次表層水，具有大洋鉛直方向上最高的鹽度。從南半球副熱帶海面向下伸展的高鹽水舌，在大西洋和太平洋，可越過赤道達5°N；2)在高鹽次表層水一下，是由南、北半球中高緯表層下沉的低鹽水層，稱為大洋(低鹽)中水層。在高鹽次表層水與低鹽中層水之間等鹽線特別密集，形成鉛直方向上的鹽度躍層。在北大西洋，由于地中海高鹽水溢出，形成高鹽中層水；3)在低鹽中層水之下，充滿了在高緯海區(qū)下沉形成的深層水與底層水，鹽度稍有升高。大洋中平均鹽度典型鉛直向分布：1)在赤道附近熱帶海域，表層為一深度不大，鹽度較低的均勻層，約在其下100-200.層，出現(xiàn)鹽度的最大值，再向下鹽度復又急劇降低，至800-1000層出現(xiàn)鹽度最小值；然后緩慢上升，至2000m以深，鉛直向變化已十分小。2)在副熱帶中、低緯海域，由于表層高鹽水在此下沉，形成了一個厚度約400-500m的高鹽水曾，再向下，鹽度迅速減小，最小值出現(xiàn)在600-1000m水層中，繼而又隨深度的增加而增大，至2000m水深，變化則甚小，直至海底。在高緯寒帶海域，表層鹽度很低。但隨深度增大而遞增，至2000m以深，其分布與中、低緯度相似，所以沒有鹽度最小值出現(xiàn)。湍流的基本特征：紊亂的、毫無秩序的隨機運動；湍流的擴散性，流體微團之間的距離不斷增大；對能量的耗散性，由于粘滯性消耗很多能量。湍流能量產(chǎn)生：意識由平均運動中的速度剪切所產(chǎn)生的能量，稱為湍流能連的切變生成；二是鉛直海水擾動的增強，系統(tǒng)的勢能轉化為湍流的動能增加，即湍流能量的浮力生成。湍流能量的消耗：一是有粘滯性的作用消耗；二是海水的穩(wěn)定度為正值情況下，擾動被削弱，湍流的動能轉化為系統(tǒng)的勢能。海洋中湍流的生消主要取決于上述能量的平衡。海水混合的區(qū)域性：(1)海-氣界面的混合，是海水混合最強烈的區(qū)域，因為海氣界面上存在著強烈的動力和熱力過程。(2)海底混合，主要由潮流、海流等動力因子引起，通常自海底向上發(fā)展。(3)海洋內(nèi)部混合：由海洋內(nèi)波引起的混合。(4)“雙擴散”效應引起的海洋內(nèi)部混合，由分子混合效應引起的混合，即在層結穩(wěn)定的海洋中，只要溫度或者鹽度兩者之一具有“不穩(wěn)定”鉛直分布(即鹽度深度減小，或者溫度隨深度增高)，由分子熱傳導系數(shù)大于鹽擴散系數(shù)，便可能引起自由對流，從而促進混合。“雙擴散”混合兩種形式：(1)冷而淡海水位于暖而咸的海水之上，由于分子擴散結果，上層海水將增溫增鹽，下層海水將降溫、降鹽。增溫、增鹽使海水密度減小，導致海水從界面處上升，降溫、降鹽使海水密度增大，導致海水從界面下沉。因此，對流從界面開始分別向上和向下擴展。(2)暖而咸的海水位于冷而淡的海水之上，上層海水因溫鹽擴散使海水增密下層，下層海水密度減小上升，上下兩層海水通過界面產(chǎn)生對流。海洋混合效應及其分布：P105海洋中溫、鹽、密度混合前后分布圖混合的分布與變化：渦動混合在各個季節(jié)各緯度海區(qū)都會發(fā)生，而對流混合卻在高緯海區(qū)與降溫季節(jié)比較強烈；渦動混合在低緯海區(qū)和夏季作用較大。在某些高緯海區(qū)，冬季強烈的對流混合所及的深度較大；夏季渦動混合形成的混合層較淺，形成“冷中間水”；在陸架與淺海的混合比大洋更為強烈。為什么有的海水不是藍顏色：海水中的浮游生物也吸收和反射太陽光，因而，生物豐富的海水和沒有生物的海水顏色不同。沿岸海水多綠、黃和棕色，部分原因便是由于生物豐富和河水帶來泥沙所致。水的介電常數(shù)性質：在常溫、常壓下，水因具氫鍵，故有極高的介電常數(shù)；當溫度升高時，氫鍵逐漸變?nèi)酰僚R界溫度以上時，氫鍵不再存在，水也成為一不具極性的物質；由于水的介電常數(shù)特大，而許多固體是電解質，易溶于介電常數(shù)大的液體，所以水是世界上最好的溶劑；它可溶解的物質比其他任何溶劑都多。正離子周圍水的結構：因這種定向的水分子受到正離子很強的約束力，所以叫作電縛水分子。與此相反，處于距離很遠位置上的水分子，由于不受離子電場的影響，所以具有液體水本來的構造。在上述二者中間的區(qū)域內(nèi)，受到離子和水兩方面的影響，而存在著液體水的結構遭到破壞的區(qū)域。把水分子在正離子附近的區(qū)域分為A，B，C3個區(qū)域，離子半徑小，離子電荷高，A區(qū)就厚，B區(qū)變小的傾向。如Li+和F-，此時離子周圍的結構顯，這樣的離子稱為促成結構離子。離子半徑大，A區(qū)變小，B區(qū)就變大，破壞了水的結構則稱為破壞結構離子。自擴散現(xiàn)象：當促成結構離子存在，妨礙水分子交換，水的自擴散系數(shù)減少；當破壞結構離子的存在時會增加水的自擴散系數(shù)；在破壞結構的KCl溶液中自擴散系數(shù)增加，而促成結構MgSO4溶液中，自擴散系數(shù)顯著減少。透明度和水色的分布：二者分布一致，淺海透明度小，水色低；遠洋透明度大，水色高；低緯透明度大，水色高；高緯透明度小，水色低。其分布與海流方向一致。各大洋的情況：北冰洋（ArcticOcean）：徑流大，蒸發(fā)量小，水量盈余，鹽度低，冰點升高，易結冰；太平洋（PacificOcean）：降水最多，降水+徑流>蒸發(fā)，水量盈余，平均鹽度低；大西洋（AtlanticOcean）：降水少，蒸發(fā)>降水+徑流，導致水位損失12cm/a。平均鹽度高。大洋表層水溫的平面分布特征：1）表層水溫由低緯到高緯逐漸降低2）西部等溫線密集，東部等溫線稀疏3）北美加利福亞和南美秘魯近岸海域表層存在低溫區(qū)4）夏季的表層水溫略高于冬季5）北半球的平均水溫大于南半球。大洋表層以下水溫的水平分布：500m：水溫的經(jīng)向梯度分布明顯減少，高溫中心移向大洋的西部；1000m：水溫的經(jīng)線方向變化更小，來自地中海、紅海和波斯灣的高溫水對北大西洋的熱帶和亞熱帶海域以及印度洋西北部海區(qū)的水溫有明顯的影響，成為兩個大洋的高溫中心；4000m：溫度分布趨于均勻，整個大洋的水溫溫差不過3度左右。密度分布：1)大洋表層密度的分布主要受制于表層水溫和鹽度的變化。2)密度隨深度的增加而增大。3)海水下沉運動所能達到的深度，取決于它本身的密度及其下方的層結和環(huán)流狀況。4)大洋表層密度的日變化、年變化主要受制于水溫和鹽度的變化。密度的水平分布：1）赤道附近表層密度達最小值。2）隨著緯度的升高，密度逐漸增大。密度的垂直分布：1）熱帶海域密度躍層上方密度小而均勻，躍層的強度卻很大；2）溫帶表層密度已增大，而躍層的強度卻大為減弱；3）寒帶表層密度更大，但垂向梯度卻不大，除非夏季融冰使表面一薄層密度減小，能形成淺而弱的躍層，冬季則產(chǎn)生大規(guī)模的對流和下沉。水團的T—S分析法：有A、B兩水團，其溫鹽分別為tA、tB、SA、SB，它們各以質量mA和mB相混合。假設混合過程中，熱量和鹽量守恒，比熱為常數(shù)，每一水團的溫鹽都完全一致。則根據(jù)質量和熱量守恒原理，有：式中t、S分別表示混合后的溫度和鹽度。由此可得：第四章海水的化學組成和特性海水的主要成分一、名詞解釋二、簡答、分析、計算海水中元素分類(按元素含量和存在狀態(tài))：海水主要成分；海水微量元素；海水中溶解氣體；海水營養(yǎng)鹽；海水中的有機物；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種陽離子；②C1-、SO42-、HCO3-(CO32-)、Br-和F-等5種陰離子；③以分子形式存在的H3BO3。這11種元素主要來源于河流搬運入海的巖石風化產(chǎn)物和火山噴發(fā)物，其總和占海水鹽分的99.9%，被稱為主要成分。海水主要成分的特點：①含量大：主要成分的總量占海水中溶解成分的99.9％以上；其中Cl-、SO42-、Na+、Mg2+占了97.5%；最簡單的人工海水是由“氯化鈉+硫酸鎂”配制而成。②性質穩(wěn)定：在海水中停留時間較長，生物活動影響較小，為“保守元素”；海水各主要成分含量之間具有恒定比關系。海水組成恒定性(Marcet—Dittmar恒比規(guī)律)：全世界所有的海水都含有同樣種類的成分，這些成分之間具有非常接近恒定的比例關系，而這些水樣之間只有含鹽量總值不同的區(qū)別。海水組成恒定性在海洋學的意義：(1)對研究海水的物理和化學性質有十分重要的意義；(2)在一定溫度和壓力下，海水的物理化學性質取決于海水的總含鹽量；(3)根據(jù)海水組成恒定性，就可通過測定某一主要成分來得知其他組分的含量；(4)在水文學上，常利用主要成分間比值變化，來研究海水與河水的混合過程；(5)對于海洋環(huán)境科學來說，研究污染物質在河口海域的擴散稀釋作用，也與海水主要成分的恒定性有著密切關系。海洋中鈣離子含量變化：鈣是海水中停留時間最短的主要陽離子；海洋中鈣由于與海洋中生物圈以及與碳酸鹽體系有密切關系，它的含量變化相當大；表層水中，生物攝取鈣組成其硬組織，造成鈣相對較低；深層水中，由于上層海水中含鈣物質下沉后再溶解，以及由于壓力的影響使碳酸鈣溶解度增加，鈣的相對含量增大；在表層水中碳酸鈣是處于過飽和狀態(tài)，而在深層水中處于不飽和狀態(tài)。河水中鉀含量為鈉的36％，進入海洋后，海水中鉀僅為鈉的3.6％，造成這種差別的主要原因：鉀離子比鈉離子更易吸附在膠體及懸浮物上，所以河流帶入海洋的大部分鉀隨著膠體及顆粒物的沉積而轉移至海底。海水中的硫酸鹽：SO42-的測定：先轉換成硫酸鋇沉淀，然后用重量法測定；海冰中SO42-的含量高于冰水。北太平洋中由于結冰效應使SO42-明顯地在冰中富集；O42-的特性：缺氧環(huán)境中作為微生物(硫酸鹽還原菌SRB)的氧源，這對SO42-的地球化學行為產(chǎn)生極大的影響；海洋沉積物表層一般含氧，往下有機質在微生物的氧化分解作用下，伴隨著硫酸鹽的還原生成硫化物；沉積物內(nèi)部由此產(chǎn)生SO42-的濃度梯度，結果導致SO42-由海水向沉積物遷移，海水中SO42-濃度出現(xiàn)虧損；SO42-虧損由高含量(相對于氯化物)的河流輸入得到補充。這些過程不是局部的，在全球范圍內(nèi)出現(xiàn)，又因SO42-的停留時間比混合時間大得多，所以SO42-對氯度比值的區(qū)域性變化影響非常小。海水中的溴：溴在地殼中的含量比海水低22倍，是親海元素；自然界溴主要富集在鹽湖、海洋中，海水是提溴的重要資源；測定方法為次氯酸鹽氧化容量法；大洋水溴氯值明顯地不隨深度和位置而變化；明顯地不隨深度和位置而變化。海水中的硼：海水中B主要以H3BO3形式存在；硼在表層水中含量受大氣降水及蒸發(fā)、生物影響而變化；每年由河流輸入的溶解硼部分被吸附在黏土上而除去。小部分(約為總量的1/10)可能在硅酸鹽形成過程中或含硅軟泥的沉積作用從海水中遷出。含在有機物中的硼在與沉積物結合之前，由于分解作用重新返回到水體中。影響海水組成恒定性的因素：河流：由于河水成分與海水不一致，而使氯度值低的河口及近海水域主要成分的氯度比值產(chǎn)生較大的變化；結冰和融冰：高緯度區(qū)結冰和融冰過程，會對Na+及SO42-的氯度比值產(chǎn)生影響；海底火山：海底火山的噴出物可能對局部海水的一些離子的氯度比值產(chǎn)生影響，如局部底層水中的F-增高，可能就是這種影響的結果；生物過程：例如生物對Ca及Sr的吸收使表層水中Ca及Sr含量相對于深層海水為低；溶解度的影響：深層海水由于溫度降低及壓力增加使CaCO3的溶解度加大，而使深水層的Ca2+含量增加；海-氣交換：有些揮發(fā)性及大氣降水含量高的化合物可能對表層海水中某些元素產(chǎn)生影響；鹽鹵水的流入：在海洋底部的某些區(qū)域，斷裂層處會有高鹽水流入海洋；缺氧環(huán)境：電位降低，部分SO42-被還原為H2S，導致SO42-/Cl降低；孔隙水：如CaCO3溶解、SO42-還原、K+等與黏土礦物離子交換、Mg2+與CaCO3反應等均可引起這些成分氯度比值的改變。海洋學上鹽度測定的兩個重要性：可以利用鹽度的變化，來確定水團和追蹤水團運動與混合問題；只有確定鹽度和溫度后，才能進行密度計算，進而確定海水垂直方向上穩(wěn)定性和計算地轉流流量等。元素在海水中的逗留時間及例題計算見P114。微量元素一、名詞解釋微量元素：海水中元素的含量低于1mg/dm3，這些元素稱為微量元素或痕量元素。它們僅占海水總含鹽量0.1％，除了常量元素、溶解氣體和營養(yǎng)元素外的其他元素都可包括在這一類中，因此這類元素的種類很多。汞的生物甲基化作用：在微生物或生物作用下，汞能轉化為甲基汞或二甲基汞的作用稱作“汞的生物甲基化作用”。二、簡答、分析、計算微量元素與常量元素的差異：常量元素：Na、Mg、Ca、K、Sr、Cl、S、C、Br、F和B。含量高、性質穩(wěn)定，元素之間具有恒比關系，且在各大海區(qū)這種恒比關系恒定；微量元素：含量少，參與海洋各種物理、化學和生物過程，其值隨地理位置、深度、季節(jié)等變化而不同，元素間比值不具規(guī)律性，與氯度比值不恒定。微量元素的特點：1.非保守性：地球化學活性大：廣泛參與海洋環(huán)境中的地球化學循環(huán)；區(qū)域性變化大：河口區(qū)(河流)、火山周圍(火山活動)、表層(大氣輸入)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，且總量小于總鹽量的0.1%。3.循環(huán)和遷移變化復雜：水動力遷移；化學過程遷移；生物地球化學作用于生物遷移。4.研究難度大：含量低，微量元素的含量小于測定方法或儀器檢出限；取樣沾污問題嚴重；樣品貯存或固定難度大；分析測定環(huán)境的要求較高。微量元素的來源：1)外部：①大氣或河流把陸地巖石風化產(chǎn)物輸入到海洋中；②通過在大洋中脊擴展中心新形成的洋底玄武巖洋殼與海水的相互作用，由高溫巖石和低溫海水的相互作用重新釋放痕量元素。2)熱水活動，海底高溫的熱水活動把痕量元素引入海水中；3)伴隨中、深層顆粒物質的氧化分解及浮游生物外殼骨骼(硅酸鹽、CaCO3)的溶解而發(fā)生的再生/礦化過程；4)伴隨沉到海底沉積物的重新溶解而發(fā)生的再生過程。河口區(qū)微量元素的變化：河流把陸地巖石風化的產(chǎn)物輸入到海洋的過程中需要經(jīng)過河口區(qū)，溶解態(tài)微量元素在河口的混合過程在化學上并非保守；河口區(qū)微量元素的含量與分布比大洋復雜得多，其生物、化學、物理、地質等過程具有特殊性；在河水中溶解微量金屬有一部分與膠體發(fā)生絮凝作用或吸附作用，使金屬元素由溶解態(tài)變?yōu)轭w粒態(tài)，而鹽度變化也會影響微量金屬元素的移除；微量元素由河口或沿岸沉積物的成巖再遷移也可能是進入大洋的一個重要來源。微量元素的清除途徑：⑴通過浮游生物的吸收、浮游生物的糞便或尸體向海底的沉降；⑵有機顆粒物質的吸附和清除作用；⑶水合氧化物和黏土礦物的吸附，并沉降至海底成為沉積物的一部分；⑷結合到鐵錳結核上。痕量元素的7種垂直分布類型：(1)保守型：特點：這類痕量元素在海水中比較穩(wěn)定，反應活性低，其濃度與鹽度的比值恒定，從表層到底層均勻分布，與主要成分一樣可視為保守型元素；代表元素：水合陽離子Rb+和Cs+以及鉬酸根陰離子(MoO42-)(2)營養(yǎng)鹽型：特點：這類元素的垂直分布類似于營養(yǎng)鹽的分布，呈現(xiàn)表層耗盡而深層富集；分類：磷酸鹽型(硝酸鹽型)；硅酸鹽型；銅型；代表元素：①磷酸鹽(或硝酸鹽)型分布可在中層深度觀測到最大值，這是由于在淺水再生循環(huán)引起，屬于這類分布的痕量元素如Cd和As(V)；②硅酸鹽型分布可在深層觀測到最大值，這是由于深層水再生循環(huán)引起。屬于這類分布的痕量元素有Ba，Zn和Ge等；③銅型(屬營養(yǎng)鹽型)，但是它是從中層向底層濃度增加的元素。從一些痕量元素的分布，例如Ni和Se的分布，推斷出有淺水和深層水相結合的再生循環(huán)。(3)表層富集而深層耗盡型：特點：元素進入表層水后從海水中快速移除(逗留時間小于海洋混合時間)；分類：大氣輸入：如Pb、210Pb；河流輸入或陸架沉積物釋放：水平混合進入海洋表層水中，如Mn、228Ra；特殊情況：由于表層水中生物調(diào)解還原過程與整個水體的氧化還原平衡結合，使得元素的氧化態(tài)或顆粒態(tài)在表層得到富集，如Cr(III)、As(III)、I-。(4)中層深度有最小值型:特點：中層深度最小值是由表層輸入，在海底或海底附近再生，或在整個水體中被清除而造成的；代表元素：已報道Al和Cu呈現(xiàn)這種類型的分布。(5)中層深度有最大值型：特點：中層深度最大值是由于熱水活動引起的；代表元素：Mn和3He是呈現(xiàn)這種分布的最典型例子。(6)中層最大值或亞氧化層最小值型：在東部熱帶太平洋和北印度洋發(fā)現(xiàn)有典型的少氧化層的廣泛分布。這意味著在水柱或在鄰近陸坡沉積物中，還原過程普遍存在，在這種區(qū)域經(jīng)常出現(xiàn)痕量元素的最大值或最小值。①如果元素的還原形式相對它的氧化形式來說是易溶的，出現(xiàn)最大值，例如Mn(II)和Fe(II)；②當元素的還原形式相對來說是比較難溶的，或易于與固相結合的，就出現(xiàn)最小值，例如Cr(Ⅲ)。(7)缺氧水體有關的最大值或最小值型:特點：在水循環(huán)受限區(qū)域，由于SO42--H2S氧化還原電對缺氧而出現(xiàn)還原環(huán)境。分類：①當元素還原形式比在氧化條件下存在形式更為易溶時出現(xiàn)最大值，如Mn(II)和Fe(II)；②當還原形式相對更難溶時，或易于與固相結合，出現(xiàn)最小值，如Cr(Ⅲ)。海水中痕量元素垂直分布的特征：大多數(shù)痕量元素在表層混合層內(nèi)具有停留時間比表層水本身的平均停留時間要短；在表層水中痕量元素的分布在很大程度上受其主要來源的控制。影響微量元素分布的生物過程：浮游植物通過光合作用和呼吸作用控制著營養(yǎng)元素的分布及變化；有些微量元素在海水中的分布，與某種營養(yǎng)元素十分相似，如Cu和Cd的分布與N和P的分布相似，而Ba，Zn，Cr的分布與Si相似。這都說明生物過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。影響微量元素分布的)吸附過程：懸浮在海水中的黏土礦物、鐵和錳的氧化物、腐殖質等顆粒在下沉過程中，大量吸收海水中各種微量元素，將它們帶至海底進人沉積相，這也是影響微量元素在海水中濃度的因素。影響微量元素分布的海-氣交換過程：有幾種微量元素在表層海水中的濃度高，在深層海水中的濃度低；如Pb在表層海水中濃度最大，在1000m以下的海水中濃度隨深度的增加而迅速降低，這是受到海-氣交換過程所控制。影響微量元素分布的熱水過程：海底地殼內(nèi)部的熱水，常常通過地殼裂縫注入深層的海水中，形成海底熱泉，它含有大量的微量元素，因而使附近深海區(qū)的海水組成發(fā)生很大變化。影響微量元素分布的海水－沉積物交換過程：在沉積物間隙水中Ba、Mn、Ca等微量元素濃度高于上覆水中，濃度差異促使這些元素從間隙水向上覆水中擴散。因此，即使遠離海底熱泉的深海域，也有其濃度隨深度增加而升高的垂直分布。痕量元素的地球化學過程控制：(1)與顆粒物質的作用；(2)在水合氧化物膠體上的吸附作用；(3)與生物體的相互作用；(4)與有機物配位體的相互作用——形成金屬有機絡合物。微量元素在海洋中的再循環(huán)：(1)顆粒相的再生作用(水體中)：顆粒物質的產(chǎn)生、沉降和分解是控制海洋中微量元素分布的重要因素。這些顆粒主要是海洋生物排泄的糞便、未消化的殘渣、死亡的尸體碎屑。其氧化作用或溶解作用一般在中層或深層水中發(fā)生。(2)海底通量及再生過程(沉積物中)：在海底及其下方的再生作用是微量元素經(jīng)過海洋循環(huán)的關鍵過程之一。微量元素鉛的特征：輸入過程：氣中氣溶膠鉛最終通過降水或沉降到達地表。由河流進入海洋的鉛約99%隨懸浮顆粒物在陸架區(qū)沉降；約75%溶解鉛越過陸架進入深海。分布特點：近岸高、外海低，表層高、深層低。存在形式：自由離子及鉛的無機絡合物、有機絡合物，顆粒態(tài)鉛等微量元素汞的特征：具有劇毒性的烷基汞中，以甲基汞和乙基汞毒性最大(水俁病)。存在形式：氧化條件良好的水體中，溶解態(tài)汞主要以正二價存在，形成多種絡合物及自由離子；缺氧水中有Hg0、Hg22+、Hg2+存在；在無氧還原條件下，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積物界面上發(fā)生；在厭氧和充氧條件下都可以發(fā)生，無氧條件下速度快些；汞的甲基化速率與有機物含量、汞的濃度、溫度、Eh、pH有關。充氧條件：低pH：Hg→CH3Hg+(易溶于水，易被生物吸收進入食物鏈。);；高pH：CH3Hg→(CH3)2Hg。缺氧條件：在厭氧菌作用下易轉化成二甲基汞，Hg→(CH3)2Hg(難溶于水，易揮發(fā)進入大氣。)；S2-可使CH3Hg+轉化為(CH3)2Hg；2CH3Hg++H2S→(CH3Hg)2S→(CH3)2Hg+HgS↓+2H+海洋二氧化碳-碳酸鹽體系碳酸鹽體系：碳在海水中的含量比大氣二氧化碳的含碳量高60倍。海水中溶存著大量碳的化合物，其中無機碳的主要存在形態(tài)是HCO3-、CO32-、H2CO3和CO2。這些無機碳的存在形態(tài)主要包含于碳酸鹽系統(tǒng)中，包括幾個反應平衡：CO2在海－氣界面間的溶解交換平衡，。CO2與H2O結合生成H2CO3，。H2CO3在水溶液中存在多級解離平衡，。CaCO3的沉淀－溶解平衡，。海洋碳酸鹽體系的重要性：(1)海-氣間交換作用：氣候調(diào)節(jié)，CO2體系參與大氣-海洋界面、海洋沉積物與海水界面以及海水介質中的化學反應；(2)控制著海水的pH值，并直接影響海洋中許多化學平衡；(3)在形成和維持生命的起源和生態(tài)環(huán)境方面CO2體系也有重要作用；(4)同時，在地球的大氣圈、水圈和巖石圈的演變史上CO2體系也一個主要的參與者。海洋對溫室效應的調(diào)節(jié)：溶解CO2可以與大氣中的CO2進行交換，這個過程起著調(diào)節(jié)大氣CO2濃度的作用。工業(yè)革命以來，由于大量使用礦物燃料，排放大量CO2，使大氣中CO2的含量逐漸遞增，形成所謂“溫室效應”，影響了全球氣候變化。而海洋可作為大氣CO2的一個調(diào)節(jié)器，因此，二氧化碳-碳酸鹽體系在控制CO2污染方面起著特別重要的作用。海水pH的重要性：海水pH值是研究二氧化碳體系時易于直接測定的最重要的物理量之一；(1)根據(jù)所測的pH值，結合其他一些可測的物量參量，即可計算海水二氧化碳體系中各分量的含量；從而得到不同海區(qū)不同水層中二氧化碳平衡體系比較明確的圖象，以避免一一直接測定這些分量；(2)借助于pH值的分布，有助于認識各種海洋動植物的生活環(huán)境，進而掌握海洋動植物的生長繁殖規(guī)律；(3)海水的pH值也直接影響到海洋中各種元素的存在形態(tài)及其反應過程；總之，海水pH是海洋化學研究的重要參數(shù)之一，測定海水pH值對研究開發(fā)利用海洋資源具有十分重要的意義。海水pH標度：pHs=-logCH+，這里是使用H+的濃度標度。活度標度，氫離子濃度的負對數(shù)改為氫離子活度的負對數(shù)，即：pHa=-logaH+。海水pH值的測定一般用電位法，通常以玻璃電極為指示電極，甘汞電極為參比電極。這里的pHs標準采用0.05mol/dm3鄰苯二甲酸氫鉀溶液為標準。影響海水pH值的因素：對海水pH值起控制作用主要是二氧化碳平衡體系；水pH值變化與海水中碳酸的兩級離解平衡密切相關；海水的pH值除了與溫度、鹽度和壓力有關外，還與二氧化碳體系各分量的相對比值有關。pH值與溫度、壓力、鹽度的關系：(1)海水pH值隨溫度升高而略有降低，這是海水中弱酸的電離常數(shù)隨溫度升高而增大的結果。(2)海水靜壓增大，海水的pH值降低，這是由于碳酸的離解度隨深度而增大。(3)海水鹽度的增加，離子強度增大，海水中碳酸的電離度就降低。從而氫離子的活度系數(shù)及活度均減少，即海水的pH值增加?，F(xiàn)場pH值的溫度和壓力校正：實驗室測得的數(shù)據(jù)換算成現(xiàn)場pH值時，要進行溫度和壓力校正：式中：pHw，pHm——分別為現(xiàn)場和實驗室測定pH值；tw和tm——分別為現(xiàn)場和實驗室測定的水溫，(℃)；d——水樣的深度，(m)；α——溫度校正系數(shù)；β——壓力校正系數(shù)；α(tm-tw)和β值可由表查得.如果水樣深度在500m以內(nèi)，不作壓力校正，則上式簡化為：海水PH的影響因素：海水中Ca2+、Mg2+與HCO3-、CO32-的結合；其他緩沖離子的存在；海洋生物的活動；有機物的降解以及CaCO3溶解度的變化。pH值與pCO2和比值的關系：二氧化碳體系中三個分量的關系可用下式表示：海洋浮游植物的光合作用消耗CO2，使上述平衡向左移動，而生物的呼吸作用或有機物質分解生成CO2，則平衡向右移動。因此，當海洋生物光合作用強于呼吸作用及有機質的分解作用時，海水中出現(xiàn)CO2的凈消耗，比值減小，pH值升高。當呼吸作用和有機質降解作用強于光合作用時，比值升高，pH值降低。pH值的晝夜變化：(1)夏季：白天表層海水光照時間長，浮游植物光合作用強度大于生物呼吸及有機質氧化分解強度，結果海水中出現(xiàn)CO2的凈消耗，pH值逐漸上升；午后3-4小時內(nèi)，pH值幾乎達到最大值；晚間光合作用停止，但呼吸作用和有機質降解作用照常進行，產(chǎn)生的CO2逐漸積累，海水pH值逐漸下降。(2)冬季：由于水溫低，生物的光合作用與有機質的分解速率均下降，pH值的晝夜變化幅度比夏季小。海水的堿度(n)：海水含有相當數(shù)量的HCO3-、CO32-、H2BO3-、H2PO4-和SiO(OH)3-等弱酸陰離子，它們都是氫離子的接受體。這些氫離子接受體的濃度總和在海洋學上稱為“堿度”或“滴定堿度”，常用符號“Alk”或“A”表示。嚴格定義為：在溫度為20℃時，1dm3海水中弱酸陰離子全部被釋旋時所需要氫離子的毫摩爾數(shù)。采用"mol/dm3"為單位。碳酸鹽堿度(CA):海水中碳酸氫根和兩倍的碳酸根離子摩爾濃度的總和稱為碳酸堿度，單位為“mol/dm3”，用符號“CA”表示：，海水中硼酸含量很少，硼酸根對堿度的影響通常是總堿度的5％~10％，而且隨海水pH的降低，硼酸的離解程度減少，故其對Alk影響減小。海水中總二氧化碳(?CO2)定義為：式中亦稱為“游離二氧化碳”。在海水pH條件下，離二氧化碳僅約占總二氧化碳的l％，其中碳酸為游離二氧化碳的0.2%左右。因此，總二氧化碳可近似表示為：CO2、CO32-、HCO3-與pH的關系:海水中二氧化碳的溶解平衡與H2CO3的電離平衡：海水中二氧化碳和溶解氧相似，大部分從大氣溶入，此外，一部分來自海洋動物的呼吸、生物殘骸和海底沉積物中有機質的分解而來。CO2在海水中的平衡溶解度仍然服從亨利定律，但與亨利定律的偏差比N2、O2或Ar大得多。其原因是CO2與N2、O2等其他氣體不同，對水溶液來說，它在化學上不是惰性的。也就是說，它除了通常的水合作用外，也可發(fā)生水解作用：海洋中的溶解氣體海水中氣體來源：海水中的溶解氣體主要是來自大氣、海底火山活動以及海水本身所發(fā)生的化學過程、海洋中的生物活動(特別是光合作用、有機物質的分解)、放射性蛻變等海水中溶解氣體的分類：(1)非保守氣體或活性氣體：海水中參加生物和化學反應的氣體，例如O2，CO2，海水中的氧氣除了受物理過程影響之外，還受到生物、化學過程的影響；(2)保守氣體或非活性氣體：不參加反應的氣體，保守氣體的分布僅受海水物理過程的影響，如惰性氣體和氮氣等。從氮氣和氧氣的分布差異可以了解海洋中氧氣的生物化學過程。大氣與海洋之間的氣體交換：海水表面與大氣接觸，必然會使大氣中某些成分溶解在海水中，這些氣體在海洋和大氣之間不斷進行交換，存在著動態(tài)平衡。大氣中的氣體與海洋表層水進行交換的過程中，有些氣體(如CO2)可能被海洋吸收，有些氣體(如CO)則可能由海洋向大氣輸送。只有充分掌握海氣交換的機理、交換速率等才有可能正確了解氣體在地球上的循環(huán)過程。海-氣交換受溫度；氣體溶解度；風速；季節(jié)等因素影響。溫度對海-氣交換的影響：大氣與海洋間的氣體交換主要決定于氣體在兩相中的分壓差。當海水溫度升高或降低都會使水體中氣體的分壓發(fā)生變化，因而引起氣體在兩相間的交換。海洋中的溶解氧特點：(1)表層海水與大氣接觸，溶解有充足的氧氣，O2在兩相之間存在近似的平衡；(2)升溫、降溫、生物活動等破壞這一平衡時，表層O2會逸出或溶入而達到新的平衡；(3)深海環(huán)流會把表層的富氧水帶到深層,，結果是幾千米的深海中也不缺氧；(4)海水中的溶解氧含量與海洋生物活動有關，光合作用中放出氧氣，呼吸作用時要消耗水中氧氣；(5)光合作用主要發(fā)生在深度不大的光合層，所釋放的氧氣與光照、生物密度和活動情況等有關，可以利用表層海水氧氣的含量推測生物活動的情況。海洋中溶解氧的消耗：(1)呼吸作用：在真光層以下，由于光線減弱，海洋動植物和細菌的呼吸起主導地位；(2)有機物的分解：在補償深度以下，除了動植物的呼吸作用消耗氧氣以外，有機物的分解也消耗大量的氧氣。有機物分解過程可能與氧的含量、溫度、細菌情況及有機物質的性質有關。氧的消耗量主要決定于有機物的含量；(3)無機物的氧化作用：海水中含有一些還原態(tài)的無機物，如Fe2+和Mn2+等。這些物質在充氧水中會被氧氧化至高價態(tài)。但氧化過程所消耗的氧量與有機物的分解相比是非常小的。溶解氧的補償深度：(1n)隨著深度的增加，光合作用逐漸減小，而呼吸作用加強；當溶解氧的產(chǎn)生量恰好等于消耗量時，此深度稱為補償深度。在這一深度上的光強為僅能維持植物的生存但不能繁殖的最低光強。(2)不同海區(qū)補償深度不同，其隨地理、季節(jié)、光照時間、氣候及水文等條件而變化。(3)一般大洋的補償深度大些，近岸透明度小則補償深度淺些。海水表層溶解氧含量最大的原因：海洋植物光合作用只能在光合層中進行，主要在0~80m深度，在80~200m深度光合作用減弱，生物已經(jīng)不能有效進行繁殖。大于200m的深度則消耗占主要地位。生化需氧量BOD(n)：是指在需氧條件下，水中有機物因微生物的作用而消耗的氧量，通常使用單位為mg/l。要使水體中的有機物全部分解，需要100多天。一般采用20℃在含氧的條件下培養(yǎng)5天，稱為5天生化需氧量，用BOD5來表示。BOD可作為水體受到有機物污染的一個指標?；瘜W耗氧量(n)：指在一定條件下，1L水中還原物質被氧化所需要氧的毫克數(shù)。COD的測定：向一定量的水樣中加入氧化劑(如KMnO4，K2Cr2O7或KIO3)，氧化后，把所消耗氧化劑的量換算成O2的毫克數(shù)。這種方法簡單、快速，因此可以作為一種快速測定氧消耗量的方法。大洋中溶解氧的垂直分布特征：(1)表層水：氧濃度均勻，氧濃度的數(shù)值趨近于在大氣壓力及其周圍溫度條件下通過海-氣界面氧交換平衡所確定的飽和值；(2)真光層：由于光合作用產(chǎn)生氧，可能出現(xiàn)氧最大值；(3)真光層以下因有機物氧化等因素，使溶解氧含量降低，有可能出現(xiàn)氧最小值；(4)深層水：在極深海區(qū)將可能是無氧生命區(qū)，但大洋底層潛流著極區(qū)下沉的巨大水團，氧濃度不一定隨水深而降低，反而可能經(jīng)最小值后又上升。(溶解氧分布圖)溶解氧緯向分布規(guī)律：(1)溶解氧小的海域幾乎全部屬于高緯度、高生產(chǎn)量的海域。這表示溶解氧和局部生產(chǎn)量之間有著密切的關系；(2)緯度最高的北極海和南極海因上下層之間對流很強，不在此列。海洋中的無氧區(qū)：一些海水循環(huán)和對流混合交換受到限制的特殊海區(qū)，由于深層水中的氧氣得不到補充，海水就會缺氧。像黑海、波羅的海的哥德蘭海淵等區(qū)域屬于缺氧甚至無氧。缺氧水的化學特征：(1)脫氮作用或反硝化作用，脫氮作用是使NO3-消失的作用。在缺氧海水中，由于微生物作用，NO3-還原為NO2-，再進一步還原為NH3或N2，使NO3-消失；(2)SO42-被還原為H2S。當海水中NO3-和NO2-被耗盡時，在硫酸鹽還原菌的作用下，有機物以SO42-作為氧化劑(電子受體)氧化分解，而SO42-被還原為H2S。微量活性氣體(n)：海水中的H2、CO、CH4和DMS(二甲基硫)等微量氣體由生物或化學過程產(chǎn)生，一般稱為“微量活性氣體”或“非保守氣體”。各種微量活性氣體來源：(1)N2O與大規(guī)模的混合過程有關；(2)甲烷是海洋中有機體的碎屑被細菌分解過程中釋放出來的一種氣體。在缺氧水體中，細菌可以把CO和CO2還原為CH4。所以在缺氧水中CH4的含量較高；(3)海洋是CO的一種天然來源。從海水中溶解的有機碳可通過光化學作用產(chǎn)生CO，但是生物化學產(chǎn)生的CO更重要。CO在海水中表層含量較高，在100米處降至最低值。海洋中的營養(yǎng)鹽一、名詞解釋營養(yǎng)鹽：所謂營養(yǎng)鹽是對生物而言的，嚴格地說，海水中主要成分和微量金屬也是營養(yǎng)成分，但通常只指N、P、Si元素的鹽類為海水營養(yǎng)鹽。痕量營養(yǎng)元素：有些元素對海洋植物的生長起著促進作用，但在海水中的含量很低，如Fe、Mn、Cu、Zn、Mo、Co、Ba、Se等。主要營養(yǎng)元素(或生源要素)：與主要成分比較，海水中N、P、Si的濃度很低，而且受生物影響最大。生物制約元素：由于各類營養(yǎng)元素在海水中含量很低，在海洋表層常常被海洋浮游植物大量消耗，甚至成為海洋初級生產(chǎn)力的限制因素，所以，又稱它們?yōu)椤吧镏萍s元素”。營養(yǎng)鹽再生：海水真光層內(nèi)，營養(yǎng)鹽經(jīng)生物光合作用被吸收，進入生物有機體組成，使表層營養(yǎng)鹽貧化；隨著生物排泄物和殘骸的下沉，有機體分解、礦化，營養(yǎng)元素最終以無機形態(tài)返回到海水中的過程。氮、磷再生：由于自溶和細菌作用，使海水深層生物顆粒中的N、P重新回到海水中，導致濃度增加的現(xiàn)象。二、簡答、分析、計算主要營養(yǎng)元素的作用：N、P、Si是海洋生物生長所必需的最重要元素，也是海洋初級生產(chǎn)過程和食物鏈的基礎，在海水中它們含量的高低會影響海洋生物生產(chǎn)力與生態(tài)系統(tǒng)結構；生物活動也會對N、P、Si在海水中的含量、分布產(chǎn)生明顯的影響。營養(yǎng)元素的來源：主要為大陸徑流帶來的巖石風化產(chǎn)物、有機物腐解的產(chǎn)物及人類活動排入的廢棄物；此外海底火山及海底熱水活動、海底冷泉、海底巖石海解、極地冰川融化，甚至來自大氣輸送的固體微?；驓馊苣z、降水、海洋對氣體的直接吸收，雨水的加入等。營養(yǎng)元素的遷出：形成固體物質、沉降作用，如形成自生礦物、被懸浮物質吸附、進入生物組織或通過海氣界面向大氣輸送。營養(yǎng)鹽的特征：(1)營養(yǎng)鹽是海洋生命活動的基本要素，浮游植物光合作用中被吸收，與碳、氧等構成生物體基本組成；有較為恒定的吸收比；限制真光層內(nèi)生物量和生產(chǎn)力。(2)養(yǎng)鹽含量、分布、變化和循環(huán)主要受生物作用控制，浮游植物的生長和繁殖吸收營養(yǎng)鹽，后又被浮游動物所吞食，其代謝過程中的排泄物和生物殘骸經(jīng)分解又重新溶入海水，因這些元素參與了生物生命活動全過程，其含量、存在形式和分布主要受生物制約，同時也受化學、地質和水文因素影響，含量和分布不均勻也不恒定，具有明顯的季節(jié)性和區(qū)域性變化。營養(yǎng)鹽再生擴散過程：顆粒從真光層沉降至中、深層水體中，經(jīng)再生過程后營養(yǎng)鹽含量增高；經(jīng)垂直對流、擴散作用，使深層水中營養(yǎng)鹽重新回到真光層；經(jīng)橫向平流運動把營養(yǎng)鹽分散開，形成循環(huán)。營養(yǎng)元素和氧的吸收與再生的化學計量：(1)NO3--N和磷酸鹽因浮游植物的生長影響，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兩種成分；(3)沿岸水體中，通常N:P比值在5:1和8:1之間；(4)浮游動物的N:P比值比浮游植物的要高；(5)由于浮游植物產(chǎn)量中硅藻的比例及其硅化作用的程度有很大變動，所以Si和氧消耗之間無化學計量關系。大洋水營養(yǎng)鹽垂直分布規(guī)律：①表層，營養(yǎng)鹽含量低，分布比較均勻；②次層，營養(yǎng)鹽含量隨深度的增加而迅速增加；③次深層，營養(yǎng)鹽含量出現(xiàn)最大值；④深層，厚度雖大，但磷酸鹽和硝酸鹽的含量變化很小，硅酸鹽含量隨深度的增加而略為增加。(如下圖)海水中磷的形態(tài)：磷以不同的形態(tài)存在于海洋水體、海洋生物體、海洋沉積物和海洋懸浮物中；海水中磷的存在形式多樣，如溶解態(tài)無機磷酸鹽、溶解態(tài)有機磷化合物、顆粒態(tài)有機磷物質和吸附在懸浮物上的磷化合物等；通常溶解態(tài)無機磷酸鹽為主要形態(tài)，用PO43--P表示。溶解無機磷DIP：H3PO4、H2PO4-、HPO42-、PO43-海水中無機磷酸鹽的存在形式：海水中無機磷酸鹽存在平衡：H3PO4?H++H2PO4-?2H++HPO42-?3H++PO43-；不同pH值時，3種陰離子H2PO4-、HPO42-和PO43-所占總磷量的百分比不同；相同pH下，受常量陽離子Ca、Mg等的影響，溶液不同各磷酸鹽陰離子含量也不同。磷在海洋中的相互轉化與循環(huán)：來源：陸地徑流：磷進入海洋主要通過河流輸入，陸地巖石、土壤風化的產(chǎn)物是河流磷的主要來源；大氣沉降；火山活動。遷出：有機質埋藏：磷從上層水體輸送進入沉積物的最重要途徑是通過生物吸收，結合進入到沉降顆粒有機物中，最終埋藏于沉積物；吸附與沉淀：磷在黏土、鐵錳氧化物上結合進入CaCO3殼體遷出海洋；磷灰石埋藏；熱水活動。磷在海洋中的分布規(guī)律：在河口沿岸水體、封閉海區(qū)和上升流區(qū)的磷酸鹽含量較高，而在開闊的大洋表層含量較低；近海水域磷酸鹽含量冬季較高，夏季較低；在河口及沿岸淺海區(qū)磷酸鹽的垂直方向上分布比較均勻，而在深海和大洋中，則有明顯分層。磷的水平分布：大洋海水中無機磷酸鹽的濃度一般不超過0.5-1.0mmol/dm3；在熱帶海洋表層水中，生物生產(chǎn)力大，磷的濃度較低，通常在0.1-0.2mmol/dm3；在太平洋、大西洋和印度洋的南部，磷酸鹽的分布及含量大致相同；大西洋北部磷含量較低，太平洋北部磷含量幾乎是南部海區(qū)的兩倍；磷分布與溶解氧分布呈互補，一般規(guī)律是若磷含量高，氧含量低。三大洋水中磷酸鹽含量分布規(guī)律：表層較低：由于生物活動吸收磷酸鹽，使磷的含量很低，甚至降到零值；在500-800m深水層內(nèi)，隨深度的增加而迅速增加：含磷顆粒在重力的作用下下沉或被動物一直帶到深海，由于細菌的分解氧化，不斷地把磷酸鹽釋放回海水，從而使磷的含量隨深度的增加而迅速增加，一直達到最大值(1000m左右)；1000m以下的深層水，隨深度的增加變化很?。涸?000m以下深層水中，磷幾乎都以溶解的磷酸鹽形式存在。由于垂直渦動擴散，使源于不同水層的磷酸鹽濃度趨于均等。磷分布的季節(jié)變化：海水中磷含量因受生物活動及其他因素的影響而存在季節(jié)變化，尤其是在溫帶(中緯度)海區(qū)的表層水和近岸淺海中，磷酸鹽的含量分布具有規(guī)律性的季節(jié)變化；夏季：表層海水由于光合作用強烈，生物活動旺盛，攝取磷多，而深層水的磷補給不足，使表層水磷含量降低，以致減為零值；冬季：由于生物死亡，尸骸和排泄物腐解，磷重新釋放返回海水中，同時由于冬季海水對流混合劇烈，使底部的磷酸鹽補充到表層，使磷含量達全年最高值。氮在海水中的相互轉化：海洋生物活動是導致海洋中氮各種形態(tài)相互轉化的重要影響因素，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環(huán)的關鍵過程。氨化作用：有機氮化合物經(jīng)微生物分解產(chǎn)生NH3或NH4+的過程。硝化作用：在某些微生物類群的作用下，NH3或NH4+氧化為NO2-或NO3-的過程。有光化學氧化、化學氧化、細菌作用氧化反硝化作用：即脫氮作用，是使NO3-消失的作用，在缺氧海水中，由于微生物作用，NO3-還原為NO2-，再進一步還原為氣態(tài)氮化合物(N2O或N2)，使NO3-消失。海洋浮游植物對氮的吸收：在各種形式的氮化合物中，能被海洋浮游植物直接利用的是溶解無機氮化合物（DIN），包括NO3-、NO2-、NH4+；還原浮游植物也會直接利用一部分溶解有機氮化合物（DON），但吸收量甚少；生物吸收轉化成有機氮，經(jīng)排泄或生物體死亡，被微生物生化分解轉變?yōu)闊o機氮，構成氮的循環(huán)。氮在海洋中的分布規(guī)律：①隨著緯度的增加而增加；②隨著深度的增加而增加；③在印度洋、太平洋的含量大于大西洋的含量；近岸淺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：在同一緯度上，由于生物活動和水文條件不同而有很大的差異。南大西洋海水中硝酸鹽含量很高，北大西洋硝酸鹽的含量約為南大西洋的一半。垂直分布：在深層水中，由于氮化合物不斷氧化的結果，積存著相當豐富的硝酸鹽；銨鹽在真光層中為植物所利用，但在深層中則受細菌作用，硝化而生成亞硝酸鹽以至硝酸鹽。因此，在大洋的真光層以下的海水中，銨鹽和亞硝酸鹽的含量通常甚微，而且后者的含量低于前者，它們的最大值常出現(xiàn)在溫度躍層內(nèi)或其上方水層之中。海洋中氮的季節(jié)變化：暖季：生物生長繁殖旺盛，3種無機氮含量下降達到最低值，在表層水該趨勢更為明顯；冬季：由于生物尸骸的氧化分解和海水劇烈的上、下對流，使3種氮含量回升達到最高值，且NH4+-N和NO2--N先于NO3--N回升硅在海水中的存在形態(tài)：可溶性硅酸鹽、膠體狀硅化合物、懸浮態(tài)硅和作為海洋生物組織硅等；其中以可溶性硅酸鹽和懸浮二氧化硅兩種為主；在海水pH值為7.7~8.3時，只有約5%的溶解硅以離子形態(tài)H3SiO4-存在，大部分以H4SiO4形態(tài)存在?；钚怨杷猁}(n)：指可通過濾膜孔徑為0.1-0.5mm的硝化纖維膜，并且可用硅鉬黃絡合比色法測定的低聚合度的溶解硅酸和單分子硅酸。硅在海水中的分布：硅在海洋中的含量分布規(guī)律與氮、磷元素相似，海洋中硅酸鹽含量隨著海區(qū)的季節(jié)的不同而變化；但硅是海洋中濃度變化最大的元素，無論是豐度還是濃度，變化幅度都比N，P元素來得大；海水中硅主要來源為河流輸入。水平分布：大洋表層水，因硅藻等浮游植物的生長繁殖，硅酸鹽被消耗，硅含量降低；大洋深水，硅含量由大陸徑流量最大的大西洋朝著大陸徑流量最小的太平洋的方向顯著增加(類似于其他生源要素硝酸鹽和磷酸鹽等)；表層水中溶解態(tài)硅的分布顯示其在極地與亞極地海域具有較高的濃度；沿岸水體由于河流的輸入，硅酸鹽濃度一般高于開闊大洋。垂直分布：海水中硅的垂直分布與硝酸鹽和磷酸鹽不同。硅的濃度隨深度增加而增加，介于0~200mM之間；中間水層硅的含量沒有最大層；太平洋和印度洋深層水中含硅量要比大西洋深層水中高得多，太平洋底層水中硅含量有時高達270mmol/dm3。硅在海水中的季節(jié)分布：春季：因硅藻等浮游植物繁殖旺盛，使海水中硅酸鹽含量大為減少，但由于含有大量硅酸鹽的河水徑流入海，生物活動減少的硅酸鹽不像磷酸鹽和硝酸鹽那樣可消耗至零；夏季：由于表層水溫升高，硅藻生長受到抑制，硅含量有一定程度回升；冬季：生物死亡，其尸體下沉腐解使硅又重新溶解于海水中，海水中硅酸鹽含量迅速升高。其特殊之處在于，氮和磷的再生必須在細菌的作用下分解釋放；硅質殘骸主要是靠海水對它的溶解作用。沉積物生源硅控制因素：1)水柱中生源硅的沉降通量；(2)沉積物生源硅的保存程度；(3)其它顆粒物的相對累積速率。溶解態(tài)硅的來源于遷出：來源：河流、沉積物間隙水的擴散和海底熱水活動；遷出：上層水體浮游生物硅質外殼沉降和河口區(qū)顆粒物的吸附。其中浮游生物硅質外殼的沉降是溶解硅遷出的主要途徑。富營養(yǎng)化及來源：富營養(yǎng)化是水體營養(yǎng)過剩的一種現(xiàn)象；營養(yǎng)元素來自地表徑流的沖刷和淋溶，雨水對大氣的淋洗，以及向湖泊和近海水域排放的含營養(yǎng)物質的廢水、污水；結果是導致生物瘋長、沿岸帶擴大，沉積物增加；富營養(yǎng)化現(xiàn)象在人為污染水域或自然水域均會發(fā)生；引起富營養(yǎng)化的物質主要是N、P；N主要來源于大量使用化肥的農(nóng)業(yè)排水和含有糞便等有機物的生活污水；P主要來自含合成洗滌劑和生活污水。水華與赤潮(n)：水體出現(xiàn)富營養(yǎng)化現(xiàn)象時，由于浮游生物大量繁殖，往往使水體呈現(xiàn)藍色、紅色、棕色、乳白色等，這種現(xiàn)象在江河湖泊中叫水華(水花)，在海中叫赤潮。赤潮(n)：在國際上也稱有害藻類(HAB)，指在一定的環(huán)境條件下，海洋中的浮游微藻、原生動物或細菌等在短時間內(nèi)突發(fā)性鏈式增殖和聚集，導致海洋生態(tài)系嚴重破壞或引起水色變化的災害性海洋生態(tài)異?，F(xiàn)象。赤潮大多發(fā)生在內(nèi)海、河口、港灣或有上升流的水域，且一般發(fā)生在春、夏季，與水溫有關。赤潮對環(huán)境的危害：(1)影響水體的酸堿度和透明度；(2)消耗水體中的營養(yǎng)物質，并分泌出抑制其他生物生長的物質；(3)造成水體中生物量增加，但種類數(shù)減少；(4)許多赤潮生物含有毒素，使海洋生物生理失調(diào)或死亡；(5)赤潮也可使海洋動物呼吸和濾食活動受損，導致大量的海洋動物機械性窒息死亡；(6)處在消退期的赤潮生物大量死亡分解，水體中溶解氧大量被消耗，導致其他生物死亡。赤潮不僅嚴重破壞了海洋生態(tài)平衡，惡化了海洋環(huán)境，危害了海洋水產(chǎn)資源，危及海洋生物，甚至威脅著人類的健康和生命安全。第五章海洋環(huán)流一、名詞解釋海流：海流是指在一段較長的時間內(nèi)(一個月、一個季節(jié)、一年或長期）具有大體一定方向和速度的海水運動，又稱為常流。重力位勢：從一個水平面逆重力方向移動單位物體到某一高度所做的功。壓強梯度力：單位質量海水所受到海水靜壓力的合力。正壓場：等壓面與等勢面平行的壓力場。斜壓場：等壓面相對于等勢面發(fā)生傾斜。內(nèi)壓場：由海洋中密度差異所形成的斜壓狀態(tài)。外壓場：由于外部原因引起海面傾斜所產(chǎn)生的壓力場?？倝簣觯和鈮簣鲎院Ｃ娴胶５庄B加在內(nèi)壓場上。地轉流：若不考慮海水的湍應力和其他能夠影響海水流動的因素，水平壓強梯度力與地轉偏向力取得平衡時的定常流動。地轉流公式及表示：北半球，流向指向等壓面下傾方向右方90°。當順流而立時，右側等壓面高，左側低，即等壓面自左下方向右上方傾斜。南半球與之相反。等壓場與等密度場：等壓面與等密度面相對χ軸的傾角方向相反；當V上層>V下層，順流而立，在北半球ρ小的海水在右側，ρ大的海水在左側，等壓面自左向右上傾斜。南半球則相反；二、簡答海流產(chǎn)生的原因：風、溫鹽變化導致密度分布不均勻、海面傾斜、天體引潮力、海嘯。海流的分類：海面上的風力驅動，形成風生海流；海水的溫鹽變化形成熱鹽環(huán)流；地轉流是壓強梯度力與科氏力共同作用產(chǎn)生的海水流動。三、分析論述、計算地轉流計算步驟：劃分計算層次；假設一個適當?shù)牧忝?，求出ΔhP-PN，根據(jù)ΔhP-PN符號判斷等壓面下傾方向，再據(jù)南北半球判斷流向；求Vp；作圖。例題1：某海區(qū)(j=24°)A、B兩站相距20km，根據(jù)實測的溫鹽深可算得兩站各深度海水的當場比容a(s,t,p)，如下表所示。設2000m深度處的等壓面為零面，試求100m深度處的地轉流速。深度z