二价铁离子的检验(2价铁离子怎么检验)[通俗易懂]

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第二章海水的化学成分

海水中最丰富的元素是氢和氧。

水的性质。它具有异常高的沸点和冰点，这导致了它的热容很高。(冬天没有内陆冷，夏天没有内陆热)2。异常的高度密度变化。独特的温度变化。3.它是一种极好的溶剂。4.水中盐度的增加导致冰点和最大密度温度的降低。水中盐分的增加导致渗透压的增加。

海水中的常量元素和微量元素，浓度大于0.05mmol/kg的元素为常量元素，11种常量元素为阳离子Na+，K+，Ca2+，Mg2+，Sr2+，阴离子Cl-，SO42-，Br-，HCO3-(CO32-)，F-，分子HBO3。微量元素:浓度小于0.05μmol/kg，锂、镍、铁、锰、锌、铅、铜、钴、铀、汞。

马塞特-迪特马尔等比定律:海水中大多数常量元素的含量比基本不变。

盐度最初的定义是一千克海水中所有碳酸盐转化为氧化物，溴和碘被氯取代，所有有机物被氧化后，所含全部固体物质的克数总和。单位为g/kg，符号为S‰。努森盐度公式:S‰=0.030+1.8050×Cl‰。没有定义盐度为0的水体。1969年电导盐度定义为S‰=1.80655×Cl‰，弥补了0盐度。绝对盐度海水中溶质质量与海水质量的比值。盐度由15°C 0.1 MPa下海水样品的电导率与相同温度和压力下质量比为0.0324356的KCl溶液的电导率之比K15确定。氯的定义是1000克海水。如果用等量的氯代替溴和碘，氯的总克数表示为Cl‰。

盐度变化近岸海域受河流径流和地下水输入的影响，盐度变化较大。在开阔海洋中，表层水的盐度主要受蒸发造成的水损失和降雨造成的水增加之间相对平衡的影响。图2.4.1纬度分布:开阔洋表层水在南北纬20 ~ 30°的副热带海域盐度较高，而在赤道附近海域和极地盐度较低，分别对应净蒸发量的最大值和最小值。

北大西洋蒸发量大，表层水盐度高，水体冷却后下沉。

第三章海水中的溶解气体

气体溶解度定义为在101.3245kPa大气压下，在一定温度和盐度的海水中，气体的饱和含量称为该气体在该温度和盐度下的溶解度。

气体在海水中的溶解度。一般随着分子量的增加而增加，二氧化碳除外；2.气体在海水中的溶解度随着温度的升高而降低，变化是非线性的；3.气体在海水中的溶解度通常小于其在淡水中的溶解度。

海洋界面气体交换的影响因素。薄膜层厚度Z，薄膜层越厚，气体分子随薄膜层运动的时间越长，气体交换速率越慢；2.气体分子在海水中的扩散速率为DA。水温越高，气体分子运动越快，DA越大。3.薄膜层顶部和底部的气体浓度差，浓度梯度越大，气体扩散和输运越快。

薄膜厚度通常在10到60微米之间..

气体在海水中的分子扩散系数DA一般在1×10-5 ~ 4×0-5之间。

溶解氧垂直分布的分布特征:1。海洋混合层中溶解氧的浓度比较均匀，其含量取决于大气氧在海水中的溶解度；2.在透光层深度，由于有机物的氧化分解和海洋生物的呼吸作用，溶解氧含量随深度增加而降低；3.在大部分海域的深水中，有机物氧化分解形成的溶解氧总有一个最低值，存在一个现场耗氧过程；4.溶解氧含量在中间最小层逐渐增加，这与全球深海温盐环流密切相关。(图3.6.2北太平洋和北大西洋溶解氧的垂直分布)

太平洋海域N2O和DO的垂直分布在太平洋，N2O的最大值出现在最高溶解氧处。

在数值较小的层位，反映了海洋反硝化作用是N2O产生的潜在原因。

一氧化碳与人类活动密切相关。对大气对流层一氧化碳的观测表明，北半球的CO分压高于南半球，表明人类活动是大气CO的重要来源。

海水中溶解氧的迁移途径1、海洋生物的呼吸作用2、海洋有机物的氧化分解作用3、海洋无机物的氧化作用。

第四章海水中的二氧化碳-碳酸盐系统

全球碳循环示意图:P62图4.1.4沉积物、溶解无机碳DIC、岩石中碳储量大。

无机碳体系对海水pH 1和温度的影响，温度升高，电离常数增大，pH值减小；2.盐度的影响，随着海水盐度的增加，离子强度增大，海水中碳酸的表观电离常数减小，海水的pH值增大；3.在压力的影响下，随着海水静压的增加，碳酸的表观电离常数增加，pH值降低；4.碳酸钙和碳酸镁沉淀的形成和溶解。海水中的钙、镁等阳离子可与碳酸根离子形成碳酸钙和碳酸镁沉淀。这些沉淀在一定深度的压力和生物作用下可以溶解:碳酸钙和碳酸镁沉淀形成时，碳酸盐和碳酸氢盐的浓度降低(CCO32-(T)，CHCO3-(T))，pH值降低；当……的沉淀溶解时,……的浓度增加，pH值增加。

影响总碱度的海洋过程。盐度的影响。(海水中保守阳离子和阴离子的电荷差与盐度有关，受降雨蒸发和淡水输入海冰形成融化控制)；2.碳酸钙的沉淀和溶解。(钙质生物死亡，碳酸钙溶解沉淀，钙离子浓度降低，电荷差降低，总碱度降低)；3.有机再矿化过程中氮的生物吸收和溶解无机氮的释放。(海洋生物吸收硝酸盐产生氢氧根离子，总碱度增加；再矿化则相反。)

归一化总碱度NTA:为消除盐度对总碱度的影响，取样相似比碱度的方法，NTA=TA×35/S，

北太平洋和北大西洋总碱度和NTA的变化图4.3.5显示了北太平洋和北大西洋总碱度和NTA的垂直分布。在表层水中，北太平洋的TA低于北大西洋，因为北大西洋表层水由于蒸发强烈，盐度较高。如果归一化盐度相同，两大洋表层水的NTA没有明显差异。在深水中，深度越高，水的压力越高，碳酸钙就会溶解。TA和NTA都增加，但北太平洋的TA和NTA都高于北大西洋。这种差异是由于北太平洋更古老的水体造成的。

影响二氧化碳总量的海洋过程。盐度的影响。(总二氧化碳TCO2是海水中的主要成分，盐度越高，TCO2越高)；2.海洋生物的光合作用。(本质在于溶解无机碳DIC转化为有机碳，在光合作用较强的区域，海水TCO2普遍较低)；3(重要)，有机物的再矿化。(再矿化产生二氧化碳，水解成碳酸根和碳酸氢根离子，TCO2升高的过程对中深水的水影响很大)；4.碳酸根的沉淀和溶解(海洋钙质生物的生长利用二氧化碳合成碳酸钙，TCO2减少。当死壳进入中、深水时，碳酸钙溶解，TCO2增加)

北太平洋文石方解石饱和度的垂向变化海洋表层水对方解石文石过饱和，方解石过饱和6倍，文石过饱和4倍。随着深度的增加，两者的过饱和度都减小，直到越过碳酸钙饱和ω = 1的线。温跃层较深，碳酸钙饱和度下降较快。太平洋水深500米左右，文石是不饱和的。如果方解石比文石更难溶解，则饱和面积大于文石。到了深海，两者都是不饱和的，因为温度的降低，压力的增加，有机物的氧化分解。另外，两者在太平洋的饱和度都比大西洋低，因为水体比较老。

第五章主要生源要素的生物地球化学循环

主要养分或生物元素氮、磷、硅

海洋营养盐的来源包括大陆径流的输入、大气沉降、海底热液作用和海洋生物的分解。

图5.2.4开阔洋表层水DON中溶解有机氮最多的是哪种氮；；3号开阔深海水域——NO2-；河口的NH4+较多，其次是NO3-和NO2-，沿海水域的NO3-和NO2-较多，其次是NH4+。

海洋氮循环1、氮的生物吸收2、生物固氮3、硝化作用4、反硝化作用。

硝化作用在氧化性海水中，氨容易被海洋细菌氧化成NO2-并进一步氧化成NO3-。

反硝化作用在溶解氧不饱和海水中，异养细菌利用NO3-作为电子受体代谢有机物，将NO3-部分还原为NO2-，并进一步还原为氮气。在这个过程中，氮不与细菌有机体结合。

图5 . 2 . 14 NO3-在北太平洋和北大西洋的垂直分布NO3-在表层水的浓度很低，但在深层水的浓度很高。在透光层和1000m之间有明显的NO3-浓度梯度。北太平洋的深水比北大西洋高。事实上，沿着全球温盐环流路径，即从北大西洋到北太平洋，北太平洋的水更老，有机矿化产生的硝态氮积累更多，深海水中NO3-含量逐渐增加。

图5.2.16近岸海域氮含量的时间变化图像，各种无机氮组分的含量常随季节变化。比如英吉利海峡，春天由于浮游植物的生长，吸收了水体中大量的无机氮营养物质；夏季由于温跃层的阻隔作用，表层水难以得到补充，导致无机氮营养盐极度缺乏，限制了生物的生产。冬季由于风混合的加强，表层水中的无机氮组分得到深层水的补充，浓度增加。

磷停留时间的计算:停留时间=海水中元素的存储量/元素的输入速率=海水中元素的存储量/元素的迁移速率。

计算问题:P139~140布勒克二箱模型

图5.4.6南半球表层水中溶解态硅酸盐和硝酸盐随纬度的变化。硅藻吸收上层水的硅酸盐是非常有效的。在40 ~ 50 s的海域，硝酸盐浓度较高，但硅酸盐浓度仍接近于0，说明这些海域的硅酸盐浓度限制了浮游植物的生长。在55 S以南，硝酸盐浓度和硅酸盐浓度相对较高，这是由于次极上升流的存在和生物吸收率低造成的。浮游植物在这些海域的生长被认为受到光照、低温和微量营养物如Fe的限制。

图5.4.8硅酸盐垂直分布由于生物生长对硅酸盐的吸收，地表水中活性硅酸盐的浓度相对较低。随着深度的增加，海水中活性硅酸盐的浓度逐渐增加，但由于颗粒蛋白石的溶解速率很低，活性硅酸盐的分布特征在1000m左右的深度附近没有出现最大值。

第六章海洋中的微量金属

痕量金属来源:大陆径流、大气沉积、海底热液作用、海底沉积物间隙水向上覆水扩散以及人类活动的输入。

微量金属的垂直分布特征。保守的行为，2。营养素，3。表面富集，4。中间层的最小值，5。中间层最大值，6。中间低氧层的最大值或最小值，7。缺氧水体中的最大值或最小值。

保守行为的垂直分布与温度和盐度的变化一致，并受水的平流扩散等物理过程的控制。

图6.3.3北太平洋中部溶解态Ni Cu Zn Cd的分布特征与主要营养盐相似，在深水中有富集现象，如Ni Cu Zn Cd。这些元素往往与主要营养素有很好的正相关关系。这种分布的原因类似于主要营养物质，这些金属元素被上层水体的浮游生物吸收。生物死亡后，一部分生物源物质在上层水体中循环利用，另一部分则通过颗粒沉降被输送到中深层。当进入中深层水体的颗粒物发生再矿化时，这些营养元素又回到水体中，从而形成低表层高中深层的分布。深水中微量金属相对于地表水的浓度与这些因素有关:1。生物体内元素的富集系数，2。元素的粒子沉降通量；3 .水体运动速度。(三个子类型:中间最大值、深度最大值和中间深度最大值)

中层最小消除元素:海水中溶解铝在中层有一个最小浓度，表层较高的浓度来自大气沉降的输入，深层来自沉积物中铝的再溶解及其向上覆水体的扩散。由于中间层远离源区，是吸附到沉淀二氧化硅壳层上并向外移动形成的。一种类似的微量金属是锡铜离子

中间次氧层的最大或最小溶解氧为次氧化环境，在沿岸上升流区和水运动不活跃的地区最为明显，如太平洋的秘鲁上升流区和印度洋的阿拉伯海。在亚氧化环境中，一些金属被还原。如果某种金属在还原态的溶解度大于氧化态的溶解度，则出现这一水层的最大分布，如二价锰和二价铁离子。反之，产生最小值的分布模式。

与水中的许多元素相比，太平洋深水中微量金属的浓度高于大西洋，因为太平洋深水的年龄较大，使它们积累了更多来自上层水体的金属元素，Pb2+ Al3+除外。太平洋深层水中溶解态Pb和Al的浓度低于大西洋深层水，因为它们在大西洋表层具有较高的输入通量，在深海环流过程中不断被清除和移出水体，导致它们无法在太平洋深层水中积累。

计算:P187~188，海水中铁输出通量的大小由碳输出通量估算。

第七章海洋有机地球化学

有机成分1、氨基酸和蛋白质2、碳水化合物3、脂类4、色素5、腐殖质(由细胞内成分聚集而成。腐植酸，黄腐酸，胡敏。腐殖化过程受氧含量和粘土矿物质量的限制。)

图7.2.5颗粒碳水化合物的垂直分布颗粒碳水化合物的含量随着深度的增加而减少，这与水溶性聚合物的降解有关。

图7.2.6溶解碳水化合物的垂直分布没有明显的规律。海洋中90% ~ 95%的碳水化合物以溶解相存在，溶解碳水化合物的含量一般为每升几毫克。在有机质含量高的浅水区，含量一般很高。太平洋、印度洋、大西洋等开阔洋的表层水，溶解碳水化合物含量在0.2 ~ 1.4g/m3之间，低于边缘海。

P214表7.2.6说明陆生腐殖质具有明显的芳香核心结构。元素组成，陆源低氢低氮低硫，海源相反。与河水、湖水等陆地自然水体相比，海水中颗粒有机碳的POC浓度普遍较低，随深度的降低表明POC来自上层水体生物的光合作用。大洋表层水POC含量仅在1~17μmol/dm3之间，深水POC含量更低。受陆地输送有机物的影响，河口和近岸海域POC浓度较高。

第八章同位素化学海洋学

化学海洋学研究的特点是通过核素微观核性质的变化来反映宏观海洋学过程的信息。利用同位素示踪开展海洋科学研究，有助于加深对海洋学过程的认识。

同位素分馏由于核质量的差异，同一元素的同位素之间在物理和化学性质上存在细微的差异。经过物理、化学或生物过程后，系统不同部分的同位素组成会发生微小但可测量的变化。