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内容导航：1、什么是稳定同位素分馏作用：化学海洋学复习题2、什么是稳定同位素分馏作用，稳定同位素分馏或效应的四个常见的误解1、什么是稳定同位素分馏作用：化学海洋学复习题
9、 营养元素是指海洋生物生长需要的所有元素。
10、与海洋的生物生产力有关的三种元素N、P、Si浓度的大小，常常成为海洋生物生长的 因素，故称为生原要素
11、对生物而言 C、O、H生命必需的营养元素故称为 元素。
12、像Na、Mg、K、Ca、Cl等称为 营养元素。
13、狭义的营养元素是指 。
14、当生原要素含量较低时，浓度大小为生物活动强弱所左右，从其化学行为上讲属于 成分。15、生原要素能被海洋生物直接吸收利用的化合物形式称为 。
16、在海水中如As、Co、Cu、Fe、等等微量元素，也与生物生长密切相关，被称为 。
17、三大天然放射系的始祖元素与本系其他核素相比，都是自然界中天然含量最 、衰变能力最 的元素。
18、大洋海水中的悬浮颗粒，以 性颗粒为主。
19、1872至1876年的 号环球海洋科学考察，成为包括海洋化学在内的现代海洋科学的各个学科的里程碑式的新开端。
20、海洋化学家最关心在海水中停留 的悬浮颗粒，因为这样的颗粒能对海水的化学组成造成有意义的影响。
21、当海水中溶解二氧化碳的含量增加时，海水的pH 。
22、表观耗氧量AOU（Apparent Oxygen Use-up）是海水中溶解氧在标准状态下的溶解度与水体中 溶解氧浓度的差。
23、海水中N2、O2、CO2气体的溶解能力的大小关系与它们在空气中含量刚好 。
24、1984年中国正式采用1978年实用盐度标度，标准海水的实用盐度通常为 ；其氯度为 。
25、海水的总碱度约为 mmol/L；其中 碱度所占比例最大。
26、海水的氧化还原电位Eh理论计算值为 伏；pE值为 。如果某自然水体的pE值大，说明该体系更趋向于具有 性。
27、海水中氘和氧18具有相似的纬度分布，即从副热带起，随纬度的增加二者在海水中的浓度 。
28、一般认为， 控制着海水的酸碱度（pH）。
29、海水的pH范围约在 之间，所以海水一般呈弱 性；其离子强度约为 ；密度约为 。
30、由于 作用，海水中碳酸根CO3=活度仅为没有这种作用时的活度的 。
31、海水垂直方向上的混合强度远远 于水平方向。
32、元素分离分配系数（Ky(sw)）的对数与元素电负性函数（Qy）呈 的线性关系。
33、远洋沉积物的沉积速率约为 毫米/千年。
34、
概念解释
1、海水中的溶解气体；2、氯度；3、盐度（1902年原始定义、1978年实用盐度标度）；4、分离分配系数；5、元素在海水中的地球化学活性；6、（全球）双箱模型：7、清除（scavenging）；8、（解释海水化学组成的）矿物平衡假说；9、移流；10、表观平衡常数：10、CaCO3的表观溶度积；12、生物性颗粒；13、海水中二氧化碳分压（pCO2以及⊿pCO2）；14、总二氧化碳；15、总碱度TA（实用碱度PA、碳酸碱度CA、硼酸碱度BA、水碱度WA、剩余碱度SA）：16、文石和方解石；17、海底山脉雪线；18、元素的平均停留时间；19、气泡的注入与溶解；20、化学存在形式。21、气体的溶解度与溶解能力；22、气体的饱和度与饱和差；23、薄膜模型24、海洋学上的一致性；25、海水组成的恒定性；26、营养盐；27、Redfield模型；28、生源要素；29、海水的更新时间；30、AOU；31、活性硅酸盐和活性磷酸盐；32、（远洋）红粘土；33、磷限制；34、海洋酸化；35、温室气体；36、归一化总碱度（NTA）；37、归一化总二氧化碳（NTCO2）；38、HNLC海域；39、源与汇；40、成系与散在放射性核素；41、稳定同位素的分馏；42、“海雪”；43、碳酸钙的饱和度
HNLC海域：是指高营养盐低叶绿素海域，全球有三个，分别为：亚北极太平洋、南大洋、赤道太平洋，占全球海洋面积约30%，一般认为限制HNLC海域初级生产力的因子是N、P、Si之外的Fe、温度或光照。
化学海洋学重要知识点理解
1、化学海洋学定义及研究内容
化学海洋学研究海洋环境中各种物质的含量、存在形式、时空变化规律、化学组成以及控制海洋物质循环的各种过程与通量。因此可以用“含量、分布、迁移、过程、通量”来概括化学海洋学的研究内容。
2、化学海洋学学科的发展历史
1）启蒙阶段（1872年之前）：有许多著名科学家进行了许多奠基性的工作
2）早期探索与分析阶段（1872-1920/s）：以1872-1876年英国挑战者号（”challenger”）环球海洋调查为起点，现代化学海洋学学科从此建立起来。其实，以包括化学海洋学、海洋地质、海洋生物和物理海洋学等学科为代表的海洋科学学科都是从这次环球海洋调查肇始的。
3）营养盐调查与研究阶段（1920/s-1950/s）
4）分析技术发展与规范海洋调查阶段（1950/s—1960/s）
5）海洋物理化学发展阶段（1960/s—1970/s）
6）深海大洋研究阶段（1970/s—1980/s）；以海洋地球化学断面研究（GEOSECS）项目推进及触发的痕量金属测定技术改进为标志
7）海洋与全球变化关系研究阶段（1990/s—）
3、海水中化学物质的来源与海水化学组成的演化
海水化学物质的来源：1）（形成于距今约42亿年前的）原始海水中的化学物质来源于地球诞生初期地球排气作用排出的酸性、还原性、挥发性气体。此前，由于地球表面温度很高，这些气体都存在于原始大气中。2）当陆地出现（距今38亿年）以后，海水化学物质增加了一个新来源——陆地岩石的侵蚀风化产物，它取代地球排气作用成为海水化学物质的主导来源。虽然海底岩石也有侵蚀产物产生，但由于海底温度、盐度、湿度基本恒定，侵蚀风化速度很慢产物量很少，这种来源常可忽略。
海水化学组成的演化：原始海水（距今42亿年）是由酸性、还原性、挥发性气体凝结而成，主要有H2O、CO2、NH4+、H2S、N2等，海水是酸性的，pH很低，同时水体还原性更强些；陆地出现（距今38亿年）后，岩石风化产物流入海洋，为海洋补充了大量的Na、Mg、Ca、K等金属阳离子，使得海水的酸度逐渐降低，海水逐渐演变至今变成微碱性，pH也增加至如今的8.0左右；从距今25亿年开始海洋生物的光合作用产生的溶解氧在海水中积累，海水也由一个还原性体系逐渐转变成了一个典型的氧化性体系。
4、海水的化学组成
海水化学组成要从两个角度进行具体介绍，1）元素构成，2）成分构成。
5、海水化学组成恒定性及其维持机制
海水化学组成恒定性的表述（见教材）；
海水化学组成恒定性的理解：海水化学组成意味着各海域化学组成相同（空间恒定性）、海水化学组成意味着地球进入稳定期（距今30亿年）以来海水化学组成未发生实质改变（时间恒定性）、海水化学组成恒定性仅对常量元素成立对多数微量元素而言恒定性不成立（常量元素恒定性）。
海水化学组成恒定性的维持机制：本质上讲，是各个元素的特性决定了海水的化学组成。元素的特性的不同通常缘于元素电负性的差异。海洋化学研究领域的元素特性具体表现为1）元素各个存在形式的水溶性、2）元素各个存在形式在海洋储库中的地球化学活性、以及3）该元素在地球储库中的总量。也有人认为是海洋中存在的某种过程维持（控制）着海水化学组成，像生物化学过程、沉淀-溶解平衡过程、吸附-解吸平衡过程等，但一般认为这些具体的过程都是元素地球化学循环过程中的小环节，因此也可以说，是各个元素的地球化学循环过程控制着作为地球物质储库之一的海洋中元素的化学组成。
6、引起海水偏离恒定性的原因（8个）
8、元素的存在形式相关概念
元素的存在形式：存在形式（species, chemical species，chemical speciation）这个术语是指元素的原子、分
子、离子、络合物等在一个化学环境中真实微观存在的形式，包含了固液气相态因素。一种元素在同一溶液中会有多种存在形式，在海水这种复杂的溶液中更是如此。
元素的存在形态：只表达了元素存在的相态属性。所以本课程建议学生区别使用存在形式和化学相态两个概
念，尽量避免使用元素的存在形态这种表述。
9、平均停留时间概念与计算、稳定海洋假设
稳定海洋假设：
元素平均停留时间定义：
元素平均停留时间的物理意义
元素平均停留时间的计算（根据输入、输出速率计算均可）
对生源要素而言，还可以利用全球双箱模型计算其平均停留时间。另外，对元素的某些具体的存在形式也可以计算其在海水中的停留时间。例如海水中的水。
10、盐度定义的变迁
盐度的5个定义：
分别是哪年颁布的？
首次定义的具体表述：见教材
实用盐度定义的具体表述：以标准氯化钾溶液为测定标准，通过测定海水电导率、利用盐度-电导关系式计算得到的盐度，实用盐度是无量纲的量。
盐度定义频繁更改的原因：
绝对盐度：绝对盐度是对实用盐度提出前，4个定义所定义盐度的统称，绝对盐度以标准海水参考，有单位g/kg这是其与实用盐度的最主要的2个区别。
11、元素的保守行为与非保守行为
如果一种元素不参与海洋中存在的生物、化学和地质化学过程或其在海水中的浓度不受这些过程的影响，则称其为保守行为元素，否则称为非保守行为元素。
保守行为元素在海水中浓度只因水份增减（降水、蒸发）而变化，如果忽略蒸发降水的影响，保守行为的元素在海洋中任一空间位置处的浓度都相等，海水中的常量元素Cl、Na、K、Ca等以及主要由常量元素贡献的盐度、总碱度等都表现出其保守行为特征；某些痕量元素也因很少参与生物、化学反应而呈现保守行为特征，如Rb+、Cs+、MoO42-、WO42-、Au等。在垂直分布图上，保守行为元素的浓度分布是一条直线，又称无分布。
生源要素和绝大多数痕量元素通常是非保守行为的，这其中营养盐型的非保守行为元素更多些，除了N、P、Si之外，还有Cu、Fe、Zn、As、Mn、Cd等。呈现非保守行为的元素其垂直分布特征因导致其非保守的过程的不同而不同，参见第6章痕量金属的垂直分布。
12、海水中的溶解气体
溶解气体是以溶存形式（液态的）存在于海水中的气体分子。
海水中的溶解气体主要来源于大气溶入（N2、Ar）和生物活动（CO2、O2）；这四种气体同时也是大气和海洋中含量最高的四种气体分子。
溶解气体的分类：有常量气体和微量气体之分、放射性和非放射性气体之分、活性气体和非活性气体之分、温室气体和非温室气体之分等等。
与气态的气泡主要存在于表层海水不同，溶解气体存在于海水的各个深度上；而且由于压力的增加深层海水甚至溶存着比表层更多的气体分子。
13、溶解氧典型的垂直分布
①在海空气体交换带（0米-约10米）。相当于海水表面的混合层。此层内海水溶解氧与大气接近平衡[饱和]，且混合均匀；光合产生的多余氧逸出海面。光合作用弱的时段或海域，如果水体溶解氧缺乏，会有大气中溶解氧溶入海水。
②在光合作用控制带（10米至约100米）。相当于混合层下的真光层。此层内光合作用远大于呼吸作用，所产生的的溶解氧，不能溢出海水而产生积累，溶解氧含量达最大值；
③在氧化耗氧带（100米至约1000米）。相当于真光层之下温跃层之上的水层。此层内生物颗粒分解耗氧渐增，水深1000米附近，出现氧最小值。
④深水层（1000米以下）。有两种类型：A无氧生命禁区B环流富氧冷水补给恢复，后者多见。
14、溶解氧的水平分布特点（4个）
15、海水二氧化碳-碳酸盐体系的认识
化学构成：CO2(g)、CO2(eq)、HCO3-、CO3=、H2CO3、CaCO3、以及H+、OH-、Ca2+、Mg2+等。
该体系涉及固液气三相反应，是与海空气体交换过程和生物活动高度耦合的体系。是决定海水酸度的主要弱酸体系。由于海洋吸收了人类活动产生的CO2大约50%，对该体系的研究显得尤为主要。
二氧化碳-碳酸盐体系对海水酸度的控制主要是通过其弱酸解离反应平衡实现的，平衡位置不同体系中H离子活度不同，酸度不同。
弱酸解离反应平衡在本教材中多次涉及弱酸解离平衡的问题，p79图4.4.1，p88至p91图文，p134至p135图文，p144至p145图文。
16、海水酸化及其后果
1）海水是人类排放二氧化碳的汇。由化石燃料燃烧产生的二氧化碳1/3-1/2被海水吸收。
2）海洋的自净化过程缓慢。净化工业革命以来吸收的二氧化碳需要几十万年。另见图4.2.2。
3）海水pH因此而降低，造成海水酸化。过去150年以来海水pH从8.2下降到了7.9。
4) 海水酸化对海洋生物的影响。由于文石溶解度高于方解石，所以，以文石构筑骨骼的海洋生物（珊瑚和翼足类浮游植物）将遭遇灭顶之灾。
17、各因素海水pH的影响
1）与温度反变。由于弱酸电离常数随温度升高而增大，海水pH随温度的升高而略有降低。温度校正式：
(pH)t2 =(pH)t1-a(t2-t1)
2）与压力反变。由于碳酸的解离度随压力增大，因此海水的pH随压力增大而降低。压力校正式：
(pH)p =(pH) 1-4.0×10-4p
3）与盐度正变。盐度增加离子强度增大，碳酸解离度降低，因此海水的pH随盐度的增加而增加。
4）与cCO2(T)/cCO2-3(T)比值反变。CaCO3溶解(消耗CO2)、光合作用为主(消耗CO2)时，比值减小，pH上升。CaCO3 溶解反应：CaCO3+H2O+CO2＝Ca2++2HCO3-
18、海水二氧化碳体系四个主要分量分布及其影响过程
19、碳酸钙的沉淀与溶解及其对二氧化碳体系主要分量的影响
碳酸钙沉淀与溶解的化学反应式：
2HCO3-+ Ca2+ === CaCO3+CO2(aq)+H2O（正反应是沉淀过程、逆反应是溶解过程）
该式即表达了海水环境中的一种纯化学的沉淀-溶解过程，也表达了海洋生物光合与呼吸作用过程中相关成分的同化-异化过程。
碳酸钙溶解对碳酸盐系统各分量的影响：增加TA、增加TCO2、降低pCO2、增加pH.。沉淀过程对各分量的影响与溶解相反。
20、文石与方解石在大西洋、太平洋饱和深度
图4.8.5和图4.8.6给出了文石与方解石饱和深度的比较
有如下规律：①饱和度随深度减小。表层水，普遍过饱和，最大7倍；减至1000米时近饱和；以下饱和度更小。②大西洋海水饱和度普遍大于太平洋（同深度比较）。③文石的饱和度小于方解石。
21、生源物质降解及其降解物在三大洋的分布差异（无机氮磷硅垂直分布比较）
开阔大洋2000m生源要素浓度比较
DOC
DIN
DIP
DIC
DISi
生物体中元素赋存形式
软组织
软组织
软、硬组织
软、硬组织
硬组织
降解难易
最易降解
易降解
较易降解
较难降解
难降解
降解峰出现次序
1
2
3
4
5
2000m深水浓度(μM)
Atlantic
48
21
1.6
2245
27
India
43
38
2.8
2335
62
Pacific
34
36
2.95
2450
174
富集倍数
I-A
-5
17
1.2
90
35
P-A
-14
15
1.35
205
147
I-A/P-A
2.8
0.9
1.1
2.2
4
DIC浓度根据陈敏《化学海洋学》图4.4.7估算
DOC浓度根据F. J. Millero《Chemical Oceanography》图9.37估算（本教材图7.4.8p234）
22、氮循环过程涉及众多过程的联系与区别
包括：固氮作用、生物吸收与释放（又称同化作用，反之是异化作用）、硝化与反硝化、氧化与还原、氨化作用（氮的释放或异化）、迁出过程（埋藏的前奏）、埋藏过程（终极迁出）；另外还有再生、矿化作用。
23、大洋环流对海水中化学物质空间分布的影响汇总
（溶解氧、生源要素、痕量金属、二氧化碳体系分量、DOC）
24、痕量元素测定问题
1970年代之前痕量元素的测定结果普遍偏高，甚至偏高2个数量级以上。这是在海水样品采集、储存、运输、测定环节对样品的沾污造成的，因为痕量元素浓度本就很低，环境沾污很容易使测定结果产生较大正偏差。海洋地球化学断面研究（GEOSECS）项目开始前的实验室比测发现了这一问题引起海洋化学领域的关注。
1975年Boyle和Edmond提出用所谓“海洋学上的一致性”来判断痕量元素测定结果是否准确。
海洋学上的一致性可以表述为：痕量金属的测定数据必须与海洋学上已知的生物过程、物理过程和地质过程相一致，也就是说痕量元素浓度的变化可以用生物、地质和物理过程解释。也可以表述：海洋中经过相同物质循环过程的微量元素间，应有较好的相关关系，他们在海水中的含量应有类似的分布。
时至今日，海水痕量元素的测定仍然是一个必须时时处处避免样品沾污、谨慎操作的工作。
25、元素对海洋生物的营养与毒性的理解
海洋环境中的所有元素都是海洋生物必不可缺的营养元素。但如果其浓度超过一定的浓度限度，任何元素都会对生物生长产生抑制或毒性作用，即使是生物生长所必需的常量元素也不例外。
对大部分元素而言上述浓度限度很高，致使我们往往不关注其毒性；而对某些痕量元素而言上述浓度限度很低，致使我们加倍关注其毒性（同时其“营养”作用常常被忽视）。
26、痕量金属的垂直分布的7种类型及各类型的典型元素（要求前五种）
27、铁施肥试验相关的问题
两个假说及差异，实施铁施肥的海域、试验项目、施肥效果
28、各种因素对初级生产力的限制
限制各海域初级生产力的因素有：N、P、Si、Fe、温度、光照。
元素对初级生产力的限制的术语：在某一生态系统中，当影响初级生产力的某一因素（例如N）量值过低时，该因素增加与减少直接影响海洋生物量的增加与减少，而其他因素对初级生产力没有这种明显的影响，这时我们称该生态系统为该因素限制系统，简称X限制，例如氮限制、磷限制、光限制等。
全球海域大部分处于生源要素(N、P、Si)，一般认为在HNLC海域处于Fe限制状态，极地海域冬季处于光限制状态，大部分高纬度海域处于热限制状态。
参见图5.3.2、图5.3.3、图5.4.6、图7.3.2、文字内容p133、p196-p199。
29、海水有机物的种类
海水中的有机物分为哪五类
腐殖质的性质、类别及分类依据分类依据
腐殖质占海水有机质的40—80%
30、生物体（有机物）的平均化学组成
生物体（有机物）的平均化学组成表征：(CH2O)106(NH3)16PO4
更简化的表征：CH2O
更复杂的表征：将Si、Ca、Fe等组合进去
这种表征即反映了海洋生物的平均组成，也反映了无生命有机质的平均组成。
31、溶解有机物的生物活性见表7.4.1（p229）
1）周转时间是划分降解难易的依据
短于几天—易降解；
短于几年—半易降解；
几年以上—难降解。
2）难降解有机物在海水DOC 中占最大份额，都是生物颗粒降解产生的小分子量有机质。1000米以下的深层水中的有机物基本上都是难降解有机物。
3）易降解有机物是生物活性最强的DOC。只存在于真光层。
4）半易降解有机物只存在于温跃层之上的水体中。
32、18O和2H的纬度效应及其海洋学应用
纬度效应：表层海水中18O/16O，副热带最高，赤道较低，两极最低。
造成这种效应的原因有三：
1）18O较16O更难于蒸发易于凝结。海水蒸发时，18O更多地留在蒸发后的海水中；大气中水汽凝结时18O更多地凝结而以降水的形式进入海水。即蒸发凝结过程使18O/16O发生了分馏。
2）蒸发量双峰型的纬度分布。
3）水汽由副热带（低纬）海域向极地（高纬）海域的输送。
海洋学应用：水体稳定同位素的浓度特性是其在表层时，因蒸发降水过程造就的，一旦该水体进入深层这种稳定同位素含量特性便被保留下来，于是这种特性就可以作为我们追踪水团来源的示踪剂，下图就是借助不同水团盐度-δ判断太平洋深层水（PDW）是北大西洋深层水（NADW）与南极底层水（AABW）混合而成的。
33、碳十四测年法是如何测定生物沉积物（化石）年龄的？
原理：生物生存时，通过新陈代谢，组织中的14C/C与表层海水中的14C/C平衡（相等）；一旦生物死亡，新陈代谢结束，保留下来的硬组织即构成了“封闭”体系，继而14C按其固有衰变速率常数(λ)衰变(β衰变成14N)，由此我们可以通过测定古代沉积物中古生物化石中的14C/C，计算其形成年代
计算公式：用14C/C表示14C的浓度(C不变量)代入到衰变速率式中得:
(14C/C)现在=(14C/C)形成时e-λt假设古今表层海水14C/C相同,则形成时间t可以计算
2、什么是稳定同位素分馏作用，稳定同位素分馏或效应的四个常见的误解
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什么是稳定同位素分馏作用
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稳定同位素分馏或效应的四个常见的误解关于稳定同位素分馏或效应的四个常见的误解，我喜欢跟各路科学家们交流。在交流的过程中，我发现隔行的中外科学家们关于稳定同位素分馏或效应，有四个常见的误解。
这是最常见的误解。而且我相信尤其存在于美国的签证官员们的心中。常听说有填表填得太细的同行去被耽误了来美国开会。这个误会其实最好解答。
但是如果有人问你：“放射性同位素最终会变成稳定同位素。这难道对你们稳定同位素的测量没有影响吗？” 作为一个稳定同位素研究者，你该如何回复呢？第二个是误解就是，提到“稳定同位素”，就认为说的是特别纯的稀有稳定同位素，比如99%的氧18，硫34，或者氮15等等。
高浓度的稀有稳定同位素通常被用于示踪。对于这些用稳定同位素做示踪的人来说，他们最想忽略的其实就是在示踪的过程中发生的同位素分馏或者同位素效应。他们是天生“讨厌”同位素分馏或效应的。第三个就是“分馏”的意思。“你是说反应过程中碳12走了，而碳13留下了？”不是，不是。碳12和碳13都会走，只不过是相对于反应物的比例来说，走掉的比例不一样。
通常我这样解释完之后，对方会点点头，看上去似乎理解了。但他们眼神的深处往往还是会留有一丝迷茫。“分馏”这个概念看似简单，其实并不是容易直观地理解。
第四个误解更深刻一点，一般只有高人才会有。他们认为绝大多数化学反应的本质是最外层或者次外层电子的得失，与原子核没有关系。
而只有对原子核有影响的过程，纠结核里面中子数的不同才会有意义。因此化学过程中稳定同位素例如硫32,34或者氧16,18的差别没有意义。他们这么想是完全正确的。所以，他们会很不理解为什么我们要在化学反应甚至物理过程中，去测量稳定同位素的微小的不同。
只有理解稳定同位素效应，才能回答以上问题。
本文关键词：稳定同位素分馏的基本原理，什么叫稳定同位素，稳定同位素分析法，稳定同位素分析原理，稳定同位素分析方法。这就是关于《什么是稳定同位素分馏作用，化学海洋学复习题》的所有内容，希望对您能有所帮助！