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：Sǿrense（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。