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海水中养分盐的来源：大陆径流的输入、大气沉降、海底热液作用、海洋生物的分解
开阔大洋、沿岸和河口区水体中各种形态氮的安排状况(氮在大洋中和河口区的存在方式) 图：
对于海洋的不同区域，各种形态的氮的含量及其之间的安排是不同的，在开阔大洋深层中，氮主要以NO3-和 NO2-
海洋生物固氮：是指海洋中的某些原核生物通过固氮作用将 N2 转化为N 化合物的过程
深水层中，硝化和反硝化作用是掌握氮循环的的主要过程硝化作用：在氧化性海水中，氨极易通过海洋细菌的作用
形式存在，其比例占到92%，其余的以溶解有机氮形态存
被氧化成NO -，并进一步被氧化成NO
-的过程
2 3
在。而对于开阔大洋表层水，氮主要存在于 DON 中〔83%〕，其次是 PON〔7%〕，在接下来是 NO3-+NO2-〔5%〕和 NH4+(5%).到沿岸海疆和河口区，NO3-+NO2-的比例明显 比大洋表层水来得高，其比例分别为 45%和 31%，DON 所占比例降至 18%〔沿岸海疆〕和13%〔河口区〕。NH4+ 的比例随离岸距离的削减越来越大〔沿岸海疆为34%，河口区为 48%〕沿岸海疆与河口区 POM 所占比例与开阔大洋表层水差异不是很大，分别占 3%〔沿岸海疆〕和 8%〔河口区〕
反硝化作用：在溶解氧不饱和的海水中，一些异氧细菌会将 NO3-作为电子承受体以代谢有机物，从而将局部 no3- 复原为no2-，并进一步复原为 n2，该过程称为反硝化作用发生的条件：
〔1〕亚氧或缺氧；〔2〕大量的有机物存在
海水中的总磷〔TP〕可分为颗粒磷〔PP〕和总溶解磷〔TDP〕，在大多数开阔海洋环境中，TDP 储库一般远远超过 PP 储库。
无机磷存在形态：正磷酸盐、焦磷酸盐、和其他一些缩聚的环状和线状聚合物
有机磷存在形态:磷酸酯单体、磷酸酯聚合体、磷酸酯、其他有机磷聚合物
海洋中磷的来源：陆地径流的输入、大气沉降、火山活动海洋中磷的迁出：有机质的埋藏、磷在黏土、铁水合氮化物上的吸附与沉降、磷灰石的埋藏、海底热液作用
海水中元素的停留时间：
=
海水中元素的储量海水中元素的储量
=
元素输入速率 元素迁出速率
元素通过颗粒沉降迁出的通量：
海洋氮的循环：〔122〕
P=V
river
.C
river
+ V
mix
.C
deep
- V
mix
.C
surface
氮养分盐的空间分布和垂直分布〔图〕
全球海洋表层水中no3-的空间分布,在中、低纬度大局部海疆，表层水中的no3-的浓度均很低，但在南大洋、亚北极太平洋与北大西洋，表层水具有高浓度的no3-，浮游植物
假设假设g 代表某元素进入上层箱后以颗粒沉降迁出的份
额〔1〕
C
30. surface
C
的光合作用无法完全利用这些养分盐，使其在任何季节呈现缺乏的状态，这些区域被称为高养分盐、低叶绿素海疆
〔HNLC 区〕
垂直分布图给出了北大西洋与北太平洋no3-垂直分布的典型特征，表层水中 no3-浓度很低，而深层水中较高，no3- 浓度在真光层底至 1000m 之间的深度存在明显的浓度梯
度，且北太平洋深层水no3-浓度高于北大西洋深层水。
g=1-
f =
river 〔1〕
C
1+ 30. deep
C
river
1
V C C
〔2〕
沿全球热盐环流的路径，深海水中的硝氮含量是渐渐增加
1+ m i x . ( d e e p-
V C C
s u r f )a c e
的，缘由在于伴随着水体年龄的变“老”，积存了由有机物再矿化释放的硝氮
T
t = mix
f .g
r i v e r
= 1000
r i v e r r i v e r
= 105 a 〔3〕
由上层水箱颗粒物迁出进入深层箱子的元素最终埋藏于沉积物的份额：得〔2〕
f．g 表示的就是某元素在海水完成一次混合循环期间最终迁出海洋的份额：〔3〕
有机配位体的离子相互作用所掌握。
活性磷酸盐的垂直分布〔图〕
1、全球海洋SRP 平均浓度：~ mM；
SRP 浓度随离岸距离增加而降低，最低浓度消灭在北太平洋和北大西洋表层水；
2、 在沿岸海疆，浮游植物水华的季节性以及夏季水体层化作用会使 SRP 降低到< mM，而在其他季节，河流输入以及强的垂直混合可将SRP 维持在> mM；
3、开阔大洋水中，生物的吸取可使表层水 SRP 浓度全年均低于 mM，SRP 浓度随深度增加而增加；
4、 SRP 极大值通常对应于溶解氧的微小值；
5、 1000 m 以深，SRP 浓度恒定在 2~3 mM，且受全球热盐环流的影响。
分析溶解态硅酸盐上升流的分布〔图〕
溶解态硅酸盐含量在风生上升流区比较高，主要位于赤道、亚极地海疆与西边界海疆
活性硅酸盐的垂直空间分布〔图〕
〔1〕海水中活性硅酸盐的浓度变化很大，从大西洋热带海疆表层水的<1 mmol/kg 变化至北太平洋深层水的~210
mmol/kg。在受河流、海底沉积物等影响明显的近岸海疆， 海水中的活性硅酸盐浓度比较高。〔2〕表层水中活性硅酸 盐在极地与亚极地海疆具有较高浓度〔3〕活性硅酸盐浓度随深度增加而增加，但没有在 1000m 水深四周产生极大值。〔4〕太平洋水硅酸盐浓度高于大西洋和南大洋是由于其水体较老，有较长的时间积存硅酸盐。
硅是整个地球中自然丰度排位第三的元素，也是地壳中丰度其次的元素。
第六章
痕量金属元素：Fe, Mn Zn, Cd, Se Cu, Co, Ni
海洋痕量金属元素的来源：大陆径流、大气沉降、海底热液作用、海底沉积物间隙水向上覆水体的集中以及人类活动的输入
海洋痕量金属元素的迁出：氧化环境下颗粒物外表的吸附和沉淀；结合进入生源颗粒物；复原性活动、热液活动 依据垂直分布的特点，可分成 7 类〔Bruland, 1983〕:
如 Rb+、Cs+、MoO42-、WO42-、 Au〔估量〕 如 Zn、Cu、Ni、Cd 等
pb Mn Cr As； Sn
中层极大值型Mn 3He；
中层亚氧层的极大或微小值型Cr3+；
缺氧水体的极大或微小值型。
引起表层富集的过程：大气输送进入海洋、由河流输送或由陆架沉积物释放而后通过水平混合输送进入开阔大洋， 由此形成表层或次表层的极大值、生物过程导致的氧化复原反响会使复原态金属元素在表层或次表层消灭极大值 海洋痕量金属元素的存在形态：通常受其与无机配位体和
铁输入海洋的途径
河流输入 大气沉降输入 海底热液输入 海底沉积物间隙水的输入
太平洋与大西洋深层水痕量金属浓度的比较
很多元素在太平洋深层水中的浓度高于大西洋，缘由在于太平洋深层水较老的年龄让它累积了更多来自上层水体的金属元素
近岸海疆与开阔大洋痕量金属浓度的比较
绝大多数痕量金属元素在陆架区具有较高的溶解态浓度， 意味着它们存在陆地来源〔包括河流或沉积物〕。而一些元素在大西洋中心环流区的浓度较高则意味着存在大气沉降输入。
Fe 的输出途径：生物过程所驱动的颗粒物垂向输出〔最主要途径〕
海洋中铁的含量与分布：溶解态铁 颗粒态铁
第七章
常常状况下会用一个简洁的分子式来表征有机物的平均分子组分 C106(H2O)106(NH3)16PO4
颗粒有机物〔POM〕溶解有机物〔DOM〕颗粒有机碳〔POC〕溶解有机碳〔DOC〕溶解无机碳〔DIC〕 颗粒有机氮〔PON〕溶解有机氮〔DON〕溶解无机氮〔DIN〕
海洋中的有机物主要存在形态：溶解态和胶体态
有机组分的类别：蛋白质和氨基酸、类脂、腐殖质、碳水化合物、色素
蛋白质由一系列氨基酸通过肽键结合而成，一般将分子量大于 10000 的多台聚合物称为蛋白质
类脂包括一系列的有机组分，依据其构造特征，可分为： 直链的类脂、在碳链中通过生物合成，增加了甲基支链、双键不饱和键、异戊二烯
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简单组分，这些有机混合物统称为腐殖质。
总初级生产力：单位时间光合作用生物所固定碳的总量 净初级生产力：单位时间光合作用生物所固定的总碳量减去其代谢过程所消耗的碳量
生产力：由光合作用区域外所供给养分盐支持的净初级生产力份额
再生生产力：由光合作用区域内在循环养分盐所支持的净初级生产力份额
输诞生产力：不在光合作用区域内被消耗或再生为无机碳和养分盐，而是提高有机颗粒物的沉降与溶解有机物的交换从光合作用区域迁出的净初级生产力份额：
性质将腐殖质按性质分为三类
腐殖酸：不溶于酸，但溶于碱 富里酸：溶于酸和碱胡敏素：不溶于酸和碱
海洋颗粒有机物包含的 4 局部奉献
1、活体浮游藻类、细菌类生物的聚拢体和小型浮游动物及它们的卵和幼体
2、各种生物的碎屑与他们的粪便
3、生物骨架构造、路源或大气沉降组分的有机物
4、由海水溶液沉淀、吸附至颗粒物的有机物
开阔大洋 POC 的典型垂直分布图〔图〕
1、在光合作用猛烈的真光层中，POC 浓度高且变化大。
2、真光层颗粒有机物主要由浮游植物所奉献，其含量与浮
过多时，就会发生β
+ 衰变
A X ® AY + b + + v + Q
Z Z -1
游植物种类及其生理学状态有关。
海洋水中 DOC 的典型垂直分布图〔图〕
K 电子俘获：
A X +
Z
0e ®
-1
AY + X + Q
Z -1
1、 DOC 浓度在中、低纬度上层水体最高；
γ 辐射：一般不能自发地单独发生而，是伴随着α 衰变或者β 衰
2、 水平方向上，由低纬向高纬，垂直方向上由表层往中
变同时发生。A X * ®
Z
A X + g + Q
Z
深层，DOC 浓度降低；
3、 水体垂直稳定性对表层水 DOC 浓度有明显影响，垂直稳定性强的水体，DOC 浓度较高；垂直稳定性低的水体， DOC 浓度较低；
4、 上升流存在的海疆，由于低 DOC 次表层水的涌升， 表层水DOC 浓度降低，如赤道太平洋。
放射性活度：是指单位时间内，放射性物质核衰变的次数dpm：每分钟的核衰变次数〔min-1〕 dps： 每秒钟的核衰变次数〔s-1〕 cpm：每分钟测量到的核衰变次数〔min-1〕 cps： 每秒钟测量到的核衰变次数〔s-1〕
放射性活度的国际制单位是贝克勒尔，简称贝可，用符号
Bq 表示
溶解有机物的来源：大陆径流输入、大气沉降输入、有机物的内部来源
溶解有机碳的含量：
海水中 DOC 的浓度明显高于 POC，其在开阔大洋表层水中的浓度一般介于 75-150μ mol/dm3，随深度的加深，DOC浓度因再矿化作用等渐渐降低，在几百米以深的水体中， DOC 浓度降低至 40μ mol/dm3 左右
第八章
同位素示踪的意义
应用于海洋水体运动、海洋生产力、古海洋学、海—气交换等海洋学过程，以期提醒海洋物质的运动规律，说明海洋对全球变化的响应与反响机制
20 世纪 90 年月间续启动的IGBP 的假设干核心打算：JGOFS
WOCE GLOBEC LOICZ
同位素：是指核内具有一样的质子数而具有不同中子数的一系列原子。
用于表征稳定同位素含量凹凸的概念主要有两个：确定丰度和相对丰度
确定丰度：是指某一同位素在全部各种稳定同位素总量中的份额
相对丰度：是指同一元素各同位素的相对含量
当原子序数<20 时，元素的一种同位素的相对丰度很高， 其他同位素的丰度都较低；
当原子序数>28 时，元素的各同位素丰度值比较均匀
同位素分馏：同一元素的同位素之间由于核质量的差异， 其物理、化学性质存在微小的差异，经物理、化学或生物 的过程之后，体系的不同局部的同位素组成将发生微小的，
但可测量的转变称为同位素分馏R
另一个常用的放射性活度单位是居里，记为Ci
×1010Bq
同位素在物理海洋学的应用
水团来源与混合的 2H 和 18O 示踪
近底层水体垂直涡动集中速率的 222Rn 示踪
1Ci=
同位素组成的表示：d (‰) = (
A -1)´1000
R
st
核衰变类型：
α 衰变：由放射性同位素的原子核放射出 α 粒子的衰变
A X ® A-4Y + a + Q
Z Z -2
β - 衰变：由放射性同位素的原子核放射出β - 粒子的衰变
A X ®
Z
AY + b - + v + Q
Z +1
β + 衰变：正β 粒子即正电子，是一种质量和电子相等，
但带有一个单位正电荷的粒子。当不稳定的核由于质子数
`
海洋深层水停留时间的 14C 示踪
2H、18O 是争论海洋水团来源与混合的抱负示踪剂
作业
第七章
降解速率 r=dc/dt=∆c/∆t 在 389-988m ， 有机碳的∆c=
〔〕-() ∆t=(988-389)/10
以此类推，结果如下表所示
组分 389-988m 区间 988-3755m 区间3755-5068m 区间
有机碳 ×10--2/d ×10--2/d 0
脂肪酸 ×10--2/d ×10--2/d ×10--2/d
烃类 ×10--2/d ×10--2/d ×10--2/d
氨基酸 ×10--2/d ×10--2/d
-×10--2/d
〔7 分〕
一样层次，不同组分降解速率的差异：389-988m 区间，有机碳降解速率最快，其次为脂肪酸，烃类降解速率最慢； 988-3755m 区间，有机碳降解速率最快，其次为脂肪酸， 氨基酸降解速率最慢；3755-5068m 区间，脂肪酸降解速率最快，有机碳和氨基酸在此区间没有降解。〔4 分〕
同一组分在不同层次的降解速率：有机碳、脂肪酸、氨基酸随区间变化，降解速率减慢；烃类先加快后减慢。〔3 分〕