1、aweiawei沉积过程锶和钙共沉淀，不同时期的贝类从海水沉积过程锶和钙共沉淀，不同时期的贝类从海水中利用钙生成贝壳，同时转移锶，转移量和其海中利用钙生成贝壳，同时转移锶，转移量和其海水中的锶钙比值有关。因此，如果海水化学成分水中的锶钙比值有关。因此，如果海水化学成分发生变化，其锶钙比值也会变化。发生变化，其锶钙比值也会变化。借助计算机技术氯化氢、硫化氢、水、CO2等空气很轻，质量平衡成立现代海水是氧化性的，如果假设成立，利用还原剂理论上可以转换为原始海水现代海水是氧化性的，如果假设成立，利用还原剂理论上可以转换为原始海水为现代海洋提供氧气失去还原剂生物作用与光合作用相反可逆反应（占主导作用）
2、定量化硝酸盐-氮气；水合氧化铁（Fe2O3H2O）-Fe3O4顺序：氧化-还原电位高的优先还原一个电池由两个电极及夹于其间的电解质组成。电化学反应的特点是共轭的氧一个电池由两个电极及夹于其间的电解质组成。电化学反应的特点是共轭的氧化反应和还原反应分别在两个电极界面上进行，阳极氧化反应所放出的电子经化反应和还原反应分别在两个电极界面上进行，阳极氧化反应所放出的电子经外电路输送给阴极，发生还原反应。电解质中由离子传递电荷，从而形成电流外电路输送给阴极，发生还原反应。电解质中由离子传递电荷，从而形成电流回路。这两个相对独立的电极回路。这两个相对独立的电极(包括金属部分及其紧邻的电解质部分包括金属部分
3、及其紧邻的电解质部分)可看成电可看成电池的一半，故称半电池。池的一半，故称半电池。量很少，在前表中为给出，19.54 埋藏和间隙水输出 如Na+和Cl-5 逆风化作用 粘土矿物+HCO3-+Si(OH4)-+阳离子=富阳离子铝硅酸盐CO2+H2O(但是遭到一些学者的质疑）6 板块构造和水热活动海洋中各元素的含量（供给和从海水中去除）处于一种动态平衡的状态。河流、大气、海底热液等河流、大气、海底热液等海洋沉积物生产、沉积物间海洋沉积物生产、沉积物间隙水及成岩作用隙水及成岩作用各元素含量不随时间改变 假设在地球历史之初，形成海洋时就有着“蒸发凝聚”的水循环，风对其接触的岩石进行风化，岩石变成碎屑，
4、元素溶于水，形成海水。再由海洋生物地球化学过程，生产沉积物和成岩作用等二次过程。上述过程反复循环。因此、岩石被风化、溶解由河流带入海洋的物质的量，等于海水中溶解物质形成沉积物、成岩等作用而消耗的量，使得海洋处于动态平衡。平均海洋逗留时间度元素的世界河流平均浓河流全年流量元素在海水中平均浓度海洋总体积元素输入速率元素在海洋中的总量元素逗留时间 输入量主要有河流输送、大气输送等。如果某元素以河流输入为主，则元素的世界河流平均浓度需要进行大量调整，而且是多年平均基础，是统计平均概念，数值进行不断修正。14C法测定为法测定为1600年。大洋水循环年。大洋水循环表层到深层，深层水大洋环流再表层到深层，深
5、层水大洋环流再回到表层。上述元素进入海洋，到离开海洋的时间很长，但以混合多次回到表层。上述元素进入海洋，到离开海洋的时间很长，但以混合多次并均匀。并均匀。不参与化学生物作用，主要受物理作用控制。不参与化学生物作用，主要受物理作用控制。除个别元素（Rb、Cs、Ra等，基本为海水中主要成分）主族元素逗留时间一般比较长，过渡元素一般较短易形成沉淀沉淀河水中颗粒物中表面附着，在海水中其他阳离子含量升高，与钡进行交换，解析。需要进行分段判断需要进行分段判断A2-P外推到外推到A3，可以认为是可以认为是A3和和A2发生混合。发生混合。A1与与A3混合为混合为P，得到，得到上图中结果。上图中结果。P主要元素
6、和部分微量元素表层消耗。深度增加，生物作用减弱，有机物分解为主，以无机形式回到水体表层输入，深度增加，主要由于化学作用（也包括生物）凝聚为颗粒物溶解氧由于光合作用产生，在消耗大量营养盐的同时释放。同时海水表面与大气平衡溶解部分氧气。深水中洋气过度消耗。有机无消耗产生营养盐，呈对称关系。突起为光合作用强烈导致，没有即使扩散到大气，形成积累，过饱和表面限制型元素，表面耗尽，几乎为零。比如海洋生物生长所需N、P主要来源于深层水上升流和大气输送。河流也会输送一些。但生物生长使其表面耗尽（真光层内），深层再生。硅酸盐，到一定深度总体不再减少生物中等限制，表层利用但未耗尽。主要为微量成分和过渡元素，构成海
7、洋生物有机组织和骨骼。物理作用（海水运动、空间转移）zyxtS,)(dtdS 海洋是在地球表面，直角坐标是否可行？水平位移相对垂直位移大很多，海洋最深11000米，相对地球弧度很小，而研究的范围水平尺度很大。而且海洋中水平变化往往比垂直变化显著。z以米计，x、y通常以海里计算，尺度不同。矢量？标量z方向上浓度梯度，标量？矢量？zyxtS,)(全微分，除时间的偏微分外，其他变量也要考虑偏微分，其他变量不变。海上调查，船停在某一位置，间隔海上调查，船停在某一位置，间隔时间采样测量，得到要素的局部变时间采样测量，得到要素的局部变化。（实际上船的位置很难保持一化。（实际上船的位置很难保持一定）个别变化
8、需跟踪水质点，不易定）个别变化需跟踪水质点，不易直接测量。直接测量。稳态只有变量t，全微分和偏微分无区别海水不运动，静态，不多见海水运动只与物理运动有关假设状态，实际情况下要素C不可能在此处截断单位时间通过单位截面的物质的量通量（mol/m2s,kg/m2s）负号表示方向相反，扩散通量方向与浓度梯度方向相反（扩散由高浓度向低浓度，由于化学势不同）A面和B面对小体积要素贡献不一致，B面增加MB，A面移出-MA扩散作用（diffusion）MB和MA为单位面积的通量，隐含了面积的概念，再乘以x为体积移出移入负号：一般规定箭头前面的减去箭头后面的为正箭头为正方向平流（advection）生物吸收、光
9、合作用、放射性元素衰变、沉积等关键所在。比如对于放射性元素，用一级反应动力学表达。氧消耗用指数函数表达。对于保守要素，R为0，个别变化为涡动扩散项，也为0.对于非保守要素，R不等与0，只能说明R和涡动扩散项相互抵消 即使流动也无扩散。，无浓度梯度，均匀分布，海洋中要素均为、S0zy ssxs相同。但在任意位置浓度梯度度梯度，说明海洋中虽然存在浓也会满足情况。则二阶偏微分为。如果一阶偏微分是常数、.0),()()(zsKzzysKyyxsKxx 整个河口空间扩散常数不变平流项只考虑x方向上。但实际过程垂直方向上也会有分层现象全微分和偏微分一样，只是x的函数河口区C随位置x的分布情况365/5 (
10、1/year）垂直方向流速很低，主要考虑氧的消耗（与有机物浓度相关），呈指数衰减三个参数：要素本身的属性转移速率、逗留时间（k或）、涡动扩散系数Kx、流速V将问题简化污染 假设河口和海洋混合区为等宽流道，在混合区内测量要素（可以选取盐度-盐度计）在空间分布、流速（流速计）。选择保守要素，kC为0.Kx越大，越接近TDL盐度计的有效数字一般为5位（小数点后3位），精度很高，盐度和x的二阶偏导数不为0.特别是火成岩风化N 106逗留时间长但分布不均匀，表层耗尽海水化学元素垂直循环的双箱模型颗粒（有机、无机颗粒（有机、无机）下沉主要由于生物生产）下沉主要由于生物生产造成，生物生产导致颗粒凝聚，在真光
11、层中造成，生物生产导致颗粒凝聚，在真光层中迁移而出进入深海，进而导致元素分布差异。迁移而出进入深海，进而导致元素分布差异。与Si类似，但未耗尽有机和无机，参与光合作用与有机物生成有关，与硫酸盐结合，但在表层一般不沉淀，在深层海水中由于压力、温度变化以及有机物分解作用而沉淀来源、含量、分布类型（z方向）；存在形式（氧化还原平衡、络合物）；生物地球化学气体在海水中的溶解度及交换、溶解氧、非活性气体海水中的总二氧化碳及化学平衡，碳酸钙的沉淀-溶解平衡种类多；有机物组成、颗粒和溶解有机物生物地球化学循环、生物生产力应用-示踪（海洋学过程速率、不同形态组分被生物吸收、转化路径等）不保守性与分析化学不同，
12、分析化学界限要高与分析化学不同，分析化学界限要高阴离子多于阳离子？图中离子价态不一样质量比，不是摩尔比游离离子离子对一级、二级解离和游离CO2硼酸和硼酸根高纬地区温度较低，由于碳酸盐沉淀-溶解作用，平衡常数较大，钙离子含量高表层生物部分制约含量很低，深层海水中由于上层含钙物质下沉再溶解，由于压力变化使得溶解度增大，但处于不饱和状态。一般认为不形成离子对原始氯度概念包括溴和碘引入新的常数、特别是碳酸盐和硼酸盐体系。海洋中组成恒定的原因是什么？形成海水常量组成恒定性的原因主要是：海洋整体是稳态的，大洋完成一次混合大约在1000年尺度。主要成分逗留时间可达108年，大约混合105次。而且进入迁出海洋
13、速率较慢。大洋海水通过环流、潮汐、垂直流等运动，连续不断地进行混合；巨大的海水体积和各种成分的巨大总量；长期的历史演变时，使得海水蒸发和降水对海洋总体的影响极其微小。组成恒定指主要成分。海水主要成分构成海水含盐量的99.9%，大部分成分含量可以用盐度或氯度表示。界面区域除外盐度的重要性 海水的重要基本特征之一，从化学角度来讲，提供一个中等浓度电解质溶液的基础。使得海水中许多化学平衡过程不能按照理想溶液处理 从物理海洋学角度，海洋的两大大参数为盐度和温度。水团运动、洋流、海水混合等 研究海洋水文、生物和地质过程的指标之一0代表纯水挑战者号航行后，确认海水组成恒定性基础上建立的。将溶液蒸干，然后称
14、重残存的盐。看似挺简单，但由于一些无机成分的挥发性，特别是HCl，以及结晶水很难除去而造成很大的困难，再继续加热会导致某些成分：如碳酸盐分解，氯化镁会氧化成氧化镁。海水中有机成分也会产生影响；所以实际上没有得到应用。去除CO2置换Br，I氯的浓度差*前后质量比 氯含量高，从测量角度来讲较准确，从容量角度来讲分析误差较小指示剂为铬酸钾，生产铬酸银沉淀，采用颜色变化指示终点 海水中的溴、碘存在。需要进行等摩尔量计算，比如溴转化成等摩尔的氯，需要除以溴的原子量，以及氯的原子量。而当时原子量的测量还在不断发展，会涉及到原子量的修改从而引起测量值的变动。而氯度定义没有避免这个问题，“与1kg海水中卤化物
15、总量相当的氯”，必须用原子量相当。1937年原始标准海水氯度值消耗银的克数适用于低温深水（CTD测量，包括压力温度校正），标准海水贮存引起的问题0表示海平面，一个标准大气压如果K15=1，常数ai相加为35.0000。因为盐度为35的海水，相对电导比在15摄氏度是为1，因此K150.5i=1。与1969年盐度的定义方法相比，实用盐度标定是如何得到的？把盐度为35.0000的标准海水用纯水进行稀释，或蒸发，得到一系列不同盐度的溶液，与氯化钾溶液进行比较，测定其电导比，进行拟合分析。在计算机计算普及之前，需要查表进行计算。电导比随温度变化，而盐度不会随温度变化。测量测定位置深度的海水现场/地面标准
16、条件不能直接得到P、T的函数T的函数摆脱了标准海水的制备，原来的定义需要制备原始标准海水。采用蒸发、稀释的方法，测定其与标准海水的电导比1962年盐度-氯度关系式之间没有意义。可以通过盐度或氯度估算某一主要成分的含量。虽然可以估算盐度，但需要说明其不是实用盐度。1969年的盐度的单位是S全球大洋海水（特别是深层水）盐度平均值略低于35.0000南北 两级为什么会有差异？马鞍形大西洋副热带蒸发量大于降水量。盐度较高。而赤道地区蒸发量虽然大，但降水量同样较大，使得盐度稍低。两端蒸发量降低盐度下降。揭示了大洋环流大洋底部海水盐度均匀性增强 表面：从蒸发-降水来解释南北极融冰同源性热带蒸发量大，盐度增加，密度增大，海水下沉，但海水温度较高，下沉是有限的，停留在一定深度。而表层由于降水，盐度稍低。大洋底部海水盐度均匀性增强
