海洋科学海化部分.docx
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海洋科学海化部分
海洋科学
是研究海洋的自然现象、性质及其变化规律，以及与开发利用海洋有关的知识体系。
海洋中发生的自然过程，可分为物理过程、化学过程、地质过程和生物过程四类，对这四类过程的研究，相应地形成了海洋科学中相对独立的四个基础分支学科：
海洋物理学、海洋化学、海洋地质学和海洋生物学。
海洋化学
研究海洋各部分化学组成、物质分布，化学性质和化学过程的学科。
研究的内容主要是海洋水层和海底沉积物以及海洋一大气边界层中的化学组成、物质的分布和转化，以及海洋水体、海洋生物体和海底沉积层中的化学资源开发利用中的化学问题等。
海洋的特殊性
全球性：
一大二深三沟通
复杂性：
电解质溶液
开放性：
开放的大洋
简单性：
稳定的大洋
海水常量元素：
主要有Cl、Na、Mg、S、Ca、K、Br、C、Sr、B、F等11种，占海水中所有溶解成分的99.9％以上，为海水中主要（或常量）溶解成分。
其余的元素含量甚微，称海水微量元素。
它们广泛地参与海洋生物地球化学过程。
海水营养盐：
海水中N、P、Si元素的盐，是海洋生物所必需的成分。
其实，除上述之外，C、Fe、Cu、Mn及其他一些金属和非金属，也都参与海洋生物化学循环，可称为广义的营养元素。
海水温度有明显的季变化和日变化。
水温的季变化主要取决于太阳辐射的季变化。
水温季变化最为明显的海洋区域是：
温带海洋。
温带海洋中,冬季海水中普遍存在混合层（等温层）,春季形成较弱的温度梯度,夏季温度梯度增大,入秋后表水温度降低,混合层愈来愈深,于是形成一个突出的变温层。
水温日变化的最主要原因是：
太阳辐射的日变化。
最低水温通常出现在4-8时,最高水温出现在14-16时,日差
一般不超过0.4℃,在晴天或静风时,或在邻近大陆的浅海区,日较差可超过1℃。
表现水层深度一般只表现在深度10-20m以内的水层中。
海水表层温度分布具有如下特征：
1）平均温度变化于-1.7-30℃，最高水温并不位于赤道上，而是出现在赤道以北，称为热赤道。
从热赤道向两极逐渐降低。
2）由于陆地集中于北半球，故北半球海水等温线分布不规则，而南半球等温线近似平行于纬线。
同时，北半球水温略高于南半球同纬度的水温。
3）不同温度的洋流交会处，海水温度梯度最大，等温线特别密集。
世界大洋表面海水密度的地理分布规律：
从赤道向两极地区增大，最大密度往往出现在高纬地区。
其垂直分布规律：
从表层向深层逐渐增加。
海水密度是决定洋流运动的重要因素之一。
现场密度是指在现场温度、盐度和压力条件下所测得的海水密度；
条件密度是指当大气压等于零时的密度。
海水和淡水哪个容易结冰？
淡水在0℃结冰，叫做冰点。
海水的冰点低于淡水，并且随着盐度的增加而降低。
当海水表面趋向于结冰温度时，密度增大，海面海水下沉，引起水的垂直对流，进行混合。
表层水开始结冰，析出盐类而使邻近水层的盐度增大，从而使邻近的海水的冰点再次下降。
因此，海洋只有混合均匀，从表层到海底各深度的水温接近冰点时，海面才会凝固结冰。
所以，海冰不像湖水河水结冰那样容易。
张正斌等人（1989）把海洋中元素分成A、B、C、D、E五类，即：
A为常量元素（>50mmol/kg）；
B为常量元素（0.05～50mmol/kg）；
C为微量元素（0.05～50微mol/kg）；
D为痕量元素（0.05～50nmol/kg）；
E为痕量元素（<50pmol/kg）。
①Na+、Mg2+、Ca2+、K+、Sr2+等5种阳离子；
②C1-、SO42-、HCO3-（CO32-）、Br-和F-等5种阴离子；
③以分子形式存在的H3BO3。
这11种元素主要来源于河流搬运入海的岩石风化产物和火山喷发物，其总和占海水盐分的
99.9%，被称为主要成分。
海水主要成分的特点
①含量大：
主要成分的总量占海水中溶解成分的99.9％以上；
S=35的海水中主要成分含量见表3.1；
其中Cl-、SO42-、Na+、Mg2+占了97.5%；
最简单的人工海水是由“氯化钠+硫酸镁”配制而成。
②性质稳定：
在海水中停留时间较长
生物活动影响较小，为“保守元素”
海水中的Si含量有时也大于1mg/kg，但其浓度受生物活动
影响大，性质不稳定，属于非保守元素。
海水各主要成分含量之间具有恒定比关系
全世界所有的海水都含有同样种类的成分，这些成分之间具有非常接近恒定的比例关系，而这些水样之间只有含盐量总值不同的区别
海水组成恒定性在海洋学上有什么意义？
1对研究海水的物理和化学性质有十分重要的意义。
2在一定温度和压力下，海水的物理化学性质取决于海水的总含盐量。
根据海水组成恒定性，就可通过测定某一主要成分来得知其他组分的含量。
3在水文学上，常利用主要成分间比值变化，来研究海水与河水的混合过程。
4对于海洋环境科学来说，研究污染物质在河口海域的扩散稀释作用，也与海水主要成分的恒定性有着密切关系。
影响海水组成恒定性的因素
1河流：
由于河水成分与海水不一致，而使氯度值低的河口及近海水域主要成分的氯度比值产生较大的变化。
如：
SO42-、HCO3-、Mg2+、Ca2+、K+等
2结冰和融冰：
高纬度区结冰和融冰过程，会对Na+及SO42-的氯度比值产生影响。
3海底火山：
海底火山的喷出物可能对局部海水的一些离子的氯度比值产生影响，如局部底层水中的F-增高，可能就是这种影响的结果。
4生物过程：
例如生物对Ca及Sr的吸收使表层水中Ca及Sr含量相对于深层海水为低。
5溶解度的影响：
深层海水由于温度降低及压力增加使CaCO3的溶解度加大，而使深水层的Ca2+含量增加。
6海-气交换：
有些挥发性及大气降水含量高的化合物可能对表层海水中某些元素产生影响。
如硼：
雨水中含有较高浓度的硼可能来自表层海水B（OH）3的蒸发。
7盐卤水的流入：
在海洋底部的某些区域，断裂层处会有高盐水流入海洋。
例如红海2000米深的海盆处发现有高温高盐卤水（45-58℃,S=225-326）流入，其主要成分的氯度比值与大洋水完全不同。
8缺氧环境：
电位降低，部分SO42-被还原为H2S，导致SO42-/Cl降低。
9孔隙水：
如CaCO3溶解、SO42-还原、K+等与黏土矿物离子交换、Mg2+与CaCO3反应等均可引起这些成分氯度比值的改变。
海洋学上盐度测定的两个重要性：
1可以利用盐度的变化，来确定水团和追踪水团运动与混合问题；
2只有确定盐度和温度后，才能进行密度计算，进而确定海水垂直方向上稳定性和计算地转流流量等。
第一盐度定义：
1kg海水中的碳酸盐全部转换成氧化物，溴和碘以氯当量置换，有机物全部氧化之后所剩固体物质总克数。
以S‰表示，单位g/Kg。
局限性：
测定盐度的方法看似简单，将溶液蒸干，然后称重残存的盐，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，所以实际上没有得到应用。
氯度：
在1kg海水中，若将溴和碘被等当量的氯置换后，所含氯的总克数。
以g/Kg为单位，符号C1‰。
S‰=0.030+1.8050Cl‰S‰=1.80655Cl‰
绝对盐度：
海水中溶质质量与海水质量之比，以符号SA表示；
实用盐度：
以温度为15℃，0.1MPa下的海水样品的电导率与相同温度和压力下，质量比为32.4356×10-3的氯化钾溶液电导率的比值K15来确定的。
当K15值精确等于1时，则实用盐度正好等于35，以符号为S表示
哪些海域的盐度最高？
北大西洋的平均盐度为37.9。
红海的盐度为40~41，其中在2000米深阿特兰蒂斯（Ⅱ）海渊最深处盐水层，曾测得过盐度为325的高值，这已经接近饱和了。
哪些海域的盐度最低？
盐度最低的海域不是在大洋，而是在那些与大洋海水交换极缓慢的封闭性海域中，由于受降水和大陆径流的影响，盐度就大大降低了。
据测定，黑海的盐度为15~23；波罗的海的盐度大多在2~15之间。
赤道附近盐度最低，在纬度200N和附近盐度最高。
为什么？
？
在这200N附近海域，高温和强风造成高蒸发率。
赤道附近最低是因为大量降雨和风速减弱造成的。
在高纬度则因降水量超过蒸发量，而使盐度下降。
世界各大洋的表层和深层海水盐度的影响因素：
表层影响因素主要有：
蒸发、降水、结冰、融冰和陆地径流
深层影响因素主要有：
环流和湍流等物理过程的控制
二氧化碳-碳酸盐体系
CO2在海-气界面间的溶解交换平衡CO2与H2O结合生成H2CO3
H2CO3在水溶液中存在多级解离平衡CaCO3的沉淀－溶解平衡
海洋碳酸盐体系的重要性
1参与海-气交换，调节大气CO2浓度，影响气候变化；
2参与海洋中化学平衡，影响海水的pH值变化；
3参与海洋沉积物与海水界面以及海水介质中的化学反应，影响海洋碳酸钙的沉淀与溶解平衡；
4反映了海洋生物光合作用和代谢作用的信息，对生命起源和生态环境方面研究有重要作用；
5参与地球的大气圈、水圈和岩石圈的演变，影响全球大气环流调整等。
PH垂直分布
影响PH的因素
海水pH值随温度升高而略有降低，这是海水中弱酸的电离常数随温度升高而增大的结果
海水静压增大，海水的pH值降低，这是由于碳酸的离解度随深度而增大
海水盐度的增加，离子强度增大，海水中碳酸的电离度就降低
pH与CaCO3、MgCO3沉淀、溶解的关系
海水的碱度：
海水含有相当数量的HCO3-、CO32-、H2BO3-、H2PO4-和SiO（OH）3-等弱酸阴离子，它们都是氢离子的接受体。
这些氢离子接受体的浓度总和在海洋学上称为“碱度”或“滴定碱度”，常用符号“Alk”或“A”表示。
严格定义为：
在温度为20℃时，1dm3海水中弱酸阴离子全部被释旋时所需要氢离子的毫摩尔数。
采用"mol/dm3"为单位。
在一般海水中含量足以影响碱度的弱酸阴离子有HCO3-、CO32-、H2BO3-，其他阴离子的含量都很低（剩余碱度SA），于是碱度可用下式表示：
Alk=[HCO3-]T+2[CO32-]T+[H2BO3-]T+[OH-]T-[H+]T
碳酸碱度：
CA=[HCO3-]T+2[CO32-]T=Alk-[H2BO3-]T
大气的气体组成
非可变成分：
主要气体——N2、O2、Ar
微量非活性气体——Ne、He、Kr、Xe这些气体在大气中的浓度几乎是不变的。
可变成分：
水蒸气是大气中最容易变化的成分；其他微量气体，如CO2、CO、CH4、N2O等，
它们的含量受各种物理化学过程、生物过程、人类活动等影响而发生变化。
海洋中气体含量由大到小依次为：
CO2、N2、O2、Ar、Kr、Ne、Xe、He、Rn；在缺氧的海盆中还会出现大气中所没有的H2S
海水中的气体来源
海水中的溶解气体主要是来自大气、海底火山活动以及海水本身所发生的化学过程、海洋中的生物活动（特别是光合作用、有机物质的分解）、放射性蜕变等;
非保守气体或活性气体:
海水中参加生物和化学反应的气体，例如O2，CO2，海水中的氧气除了受物理过程影响之外，还受到生物、化学过程的影响。
保守气体或非活性气体:
不参加反应的气体，保守气体的分布仅受海水物理过程的影响，如惰性气体和氮气等。
海-气交换的影响因素
外部因素主要有：
温度；气体溶解度；风速；季节等影响因素。
海洋中溶解氧的来源：
1.大气输送2.光合作用
海洋中溶解氧的消耗：
1.植物的呼吸作用2.有机物的分解3.无机物的氧化作用
溶解氧补偿深度
随着深度的增加，光合作用逐渐减小，而呼吸作用加强；当溶解氧的产生量恰好等于消耗量时，此深度称为补偿深度。
在这一深度上的光强为仅能维持植物的生存但不能繁殖的最低光强。
表观耗氧量AOU
假设海表面水体与大气处于平衡，水体的含氧量达到饱和，水体下沉后，由于有机物等的分解，氧的含量发生了变化，两者差称为AOU。
生物耗氧量BOD
是指在需氧条件下，水中有机物因微生物的作用而消耗的氧量，通常使用单位为mg/l。
要使水体中的有机物全部分解，需要100多天。
一般采用20℃时在含氧的条件下培养5天，称为5天生化需氧量，用BOD5来表示。
BOD可作为水体受到有机物污染的一个指标。
化学耗氧量COD
指在一定条件下，1L水中还原物质被氧化所需要氧的毫克数。
COD的测定：
向一定量的水样中加入氧化剂（如KMnO4，K2Cr2O7或KIO3），氧化后，把所消耗氧化剂的量换算成O2的毫克数。
这种方法简单、快速，因此可以作为一种快速测定氧消耗量的方法。
COD在一定程度上近似反应出还原物质的含量。
COD已成为我国海洋污染检测的一项指标。
大洋中溶解氧的垂直分布特征
表层水：
氧浓度均匀，氧浓度的数值趋近于在大气压力及其周围温度条件下通过海-气界面氧交换平衡所确定的饱和值。
真光层：
由于光合作用产生氧，可能出现氧最大值。
真光层以下因有机物氧化等因素，使溶解氧含量降低，有可能出现氧最小值。
深层水：
在极深海区将可能是无氧生命区，但大洋底层潜流着极区下沉的巨大水团，氧浓度不一定随水深而降低，反而可能经最小值后又上升。
大洋中溶解氧的分布特征
1溶解氧小的海域几乎全部属于高纬度、高生产量的海域如上升流区。
这表示溶解氧和局部生产量之间有着密切的关系。
2纬度最高的北极海和南极海因上下层之间对流很强，不在此列。
缺氧水的化学特征
脱氮作用；或称“反硝化作用”SO42-被还原为H2S
海水中的H2、CO、CH4和DMS（二甲基硫）等微量气体由生物或化学过程产生，一般称为“微量活性气体”或“非保守气体
一氧化二氮（N2O）：
由于N2O与大规模的混合过程有关，因此对海洋中N2O的研究大多数是为了调查N2O在海洋中的分布而进行的。
甲烷（CH4）：
甲烷是海洋中有机体的碎屑被细菌分解过程中释放出来的一种气体。
在缺氧水体中，细菌可以把CO和CO2还原为CH4。
所以在缺氧水中CH4的含量较高。
一氧化碳（CO）：
海洋是CO的一种天然来源。
从海水中溶解的有机碳可通过光化学作用产生CO，但是生物化学产生的CO更重要。
CO在海水中表层含量较高，在100米处降至最低值。
DMS可帮助形成云是一种反温室效应气体
DMS分布表层水（近海＞大洋）高生产力＞低生产力区
有些元素对海洋植物的生长起着促进作用，但在海水中的含量很低，被称为痕量营养元素，如Fe、Mn、Cu、Zn、Mo、Co、Ba、Se等
与主要成分比较，海水中N、P、Si的浓度很低，而且受生物影响最大，被称为主要营养元素（或生源要素）。
1N、P、Si是海洋生物生长所必需的最重要元素
2也是海洋初级生产过程和食物链的基础
3在海水中它们含量的高低会影响海洋生物生产力与生态系统结构；
4生物活动也会对N、P、Si在海水中的含量、分布产生明显的影响。
生物制约元素：
由于各类营养元素在海水中含量很低，在海洋表层常常被海洋浮游植物大量消耗，甚至成为海洋初级生产力的限制因素，所以，又称它们为“生物制约元素”。
海洋中营养元素的来源：
主要为大陆径流带来的岩石风化产物、有机物腐解的产物及人类活动排入的废弃物。
此外海底火山及海底热水活动、海底冷泉、海底岩石海解、极地冰川融化，甚至来自大气的输送的固体微粒或气溶胶、降水、海洋对气体的直接吸收，雨水的加入等。
海洋中营养元素的迁出：
形成固体物质和沉降作用，如形成自生矿物、被悬浮物质吸附、进入生物组织或通过海气界面向大气输送
营养盐是指海水中营养元素N、P、Si的各种无机盐类，因为它们在海水中主要以酸根形式存在，并与各种金属元素结合而生成盐。
营养盐的存在形式：
NO3-、NO2-、NH4+、PO43-、HPO42-、H2PO4-、Si（OH）4
营养盐再生：
在海洋真光层内，营养盐经生物光合作用被吸收，成为生物有机体的组成部分，从而导致海洋表层营养盐的贫化；生物体在代谢过程中的排泄物和生物残骸下沉到真光层以下，有机体分解、矿化，营养元素最终以无机化学形式返回到海水中的过程。
氮和磷的再生：
沉降到深层水中的生物颗粒，由于自溶作用和细菌作用，使细胞中的N、P再回到海水中的现象，其结果使底层水中N、P浓度增加。
海洋中营养盐的某些特征
（1）—营养盐是海洋生命活动的基本要素。
浮游植物光合作用中被吸收，与碳、氧等为构成生物体基本组成。
有较为恒定的吸收比。
在真光层内是生物量或生产力的限制性因素。
（2）—营养盐的含量、分布、变化和循环主要受生物作用控制。
形态转化
再生与循环过程
时间变化（日变化、季节变化等）明显
空间分布差异很大（物理、化学、生物共同影响）
营养盐垂直分布规律
对于大洋水来说，营养盐的分布可分成四层：
①表层，营养盐含量低，分布比较均匀：
②次层，营养盐含量随深度的增加而迅速增加；
③500～1500m次深层，营养盐含量出现最大值；
④深层，厚度虽大，但磷酸盐和硝酸盐的含量变化很小，硅酸盐含量随深度的增加而略为增加。
海水中磷的形态划分
TP=DTP+PPDTP=DIP+DOPPP=POP+PIP
表层海水中的溶解和颗粒有机磷来自于生物分解与排泄产物，有：
磷酸糖类、磷脂、磷核苷酸及其水解产物，以及磷酸酯、更稳定的氨基磷酸。
溶解无机磷（DIP）：
H3PO4、H2PO4-、HPO42-、PO43-P2O74-
海洋磷的来源：
（1）陆地径流输入：
磷进入海洋主要通过河流输入，陆地岩石、土壤风化的产物是河流磷的主要来源。
（2）大气沉降
（3）火山活动
海洋磷的迁出：
（1）有机质的埋藏：
磷从上层水体输送进入沉积物的最重要途径是通过生物吸收，结合进入到沉降颗粒有机物中，最终埋藏于沉积物。
（2）磷在黏土、铁锰氧化物上的吸附与沉淀；磷结合进入CaCO3壳体迁出海洋；
（3）磷灰石的埋藏被认为磷从海洋迁出的重要途径之一；
（4）热水活动。
水平分布
大洋海水中无机磷酸盐的浓度一般不超过0.5-1.0mmol/dm3；
在热带海洋表层水中，生物生产力大，磷的浓度较低，通常在0.1-0.2mmol/dm3；
在太平洋、大西洋和印度洋的南部，磷酸盐的分布及含量大致相同；
大西洋北部磷含量较低，太平洋北部磷含量几乎是南部海区的两倍。
磷分布与溶解氧分布呈互补，一般规律是磷含量高，氧含量低。
垂直分布
三大洋水中磷酸盐含量分布变化的一般规律：
表层较低：
由于生物活动吸收磷酸盐，使磷的含量很低，甚至降到零值。
在500-800m深水层内，随深度的增加而迅速增加：
含磷颗粒在重力的作用下下沉或被动物一直带到深海，由于细菌的分解氧化，不断地把磷酸盐释放回海水，从而使磷的含量随深度的增加而迅速增加，一直达到最大值（1000m左右）。
1000m以下的深层水，随深度的增加变化很小：
在1000m以下的深层水中，磷几乎都以溶解的磷酸盐的形式存在。
由于垂直涡动扩散，使来源于不同水层的磷酸盐浓度趋于均等
氮在海洋中的分布与变化
①随着纬度的增加而增加；
②随着深度的增加而增加；
③在印度洋、太平洋的含量大于大西洋的含量；
④近岸浅海海域的含量一般比大洋水的含量高。
垂直分布
一般大洋海水中硝酸盐的含量，在垂直分布上是随着深度的增加而增加，在深层水中，由于氮化合物不断氧化的结果，积存着相当丰富的硝酸盐。
铵盐在真光层中为植物所利用，但在深层中则受细菌作用，硝化而生成亚硝酸盐以至硝酸盐。
因此，在大洋的真光层以下的海水中，铵盐和亚硝酸盐的含量通常甚微，而且后者的含量低于前者，它们的最大值常出现在温度跃层内或其上方水层之中。
活性硅酸盐：
指可通过滤膜孔径为0.1-0.5微m的硝化纤维膜、并且可用硅钼黄络合比色法测定的低聚合度的溶解硅酸和单分子硅酸。
垂直分布
海水中硅的垂直分布与硝酸盐和磷酸盐不同。
溶解态硅酸盐分布特点：
硅的浓度随深度增加而增加，介于0~200mM之间。
中间水层硅的含量没有最大层。
太平洋和印度洋深层水中含硅量要比大西洋深层水中高得多，太平洋底层水中硅含量有时高达270mmol/dm3。
沉积物生源硅的高浓度出现在赤道与亚极地上升流海域。
其控制因素包括：
（1）水柱中生源硅的沉降通量；
（2）沉积物生源硅的保存程度；以及（3）其它颗粒物的相对累积速率
溶解态硅的来源包括：
河流、沉积物间隙水的扩散和海底热水活动。
溶解态硅的迁出途径：
上层水体浮游生物硅质外壳沉降和河口区颗粒物的吸附。
其中浮游生物硅质外壳的沉降是溶解硅迁出的主要途径。
海水的停留时间：
对某一水层而言，从特定水分子进入该水层到水分子从该水层移出所需要的平均时间，即为海水在该水层的平均停留时间。
大多数常量组分（它们在溶液中百分含量也比较高）具有较长的停留时间，它们在海水中停留的时间可达106-108年。
微量组分在海水中的活性很高，易于从溶液中转移，其停留时间较短，在103-104年之间或更短的时间内便可从海水中迁移出去。
微量元素（或痕量元素）：
海水中元素的含量低于1mg/dm3的元素。
不包括溶解气体、营养盐和放射性核素。
它们在海水中的含量非常低，仅占海水总含盐量的0.1％，但其种类却比常量组分多得多。
微量元素与常量元素的差异
常量元素含量高、性质稳定（保守性），与盐度关系密切，浓度随物理过程变化。
痕量元素含量低而易变（非保守性），大部分与盐度关系不密切，浓度受进入或迁出溶液的各种物理、化学、生物及地质过程的影响。
微量或痕量是相对于常量元素而言的，因所处的体系不同而不同，如Al在地壳中是主量元素，但它在海水中为微量元素
海洋重金属的来源
天然来源包括：
地壳岩石风化、海底火山喷发和陆地水土流失，将大量的重金属通过河流、大气和直接注入海中，构成海洋重金属的本底值。
人为来源主要是：
工业污水、矿山废水的排放及重金属农药的流失，煤和石油在燃烧中释放出的重金属经大气的搬运进入海洋。
海洋有机物的特点及作用
1.电化学性质：
能与某些金属离子作用生成中性化合物或阴离子化合物，具阴离子特性。
2.酸碱性质：
有机物大分子中的官能团既能电离生成质子，又能从水中结合质子，具酸碱性。
（胶体性质）
3.絮凝作用：
河口水中腐殖质常以带负电的亲水胶体存在，随着pH升高，盐度增大，发生絮凝形成颗粒有机物而从河水中移去。
4.清扫作用：
海洋有机物中特别是大分子有机物容易被吸附在液—固、液—液（如膜层）、气—液界面上，形成有机聚集体，使水体中碳、氮、磷、钙、硅等生物元素向海洋深层沉降和迁出，参与这些元素的生物地球化学循环。
5.水解作用：
在细菌酶或异养菌作用下，多糖和蛋白质等大分子有机物在碎屑表面将部分发生水解作用，转变成易为海洋生物利用的低分子量化合物
海洋有机物对海水物理、化学和生物的影响
（1）对水色的影响；
（2）改变一些成分在海水中的溶解度；
（3）对生物过程和化学过程的影响：
表面吸附、浓缩细菌、氧化-还原作用等等；
（4）对海-气交换的影响：
表面微层作用；
（5）对多价金属离子的络合作用；
（6）对海洋生物生理过程的作用。
各级海洋生产力
海洋初级生产力（PP）：
由浮游植物、底栖植物（包括定生海藻、红树、海藻等）以及自养细菌等通过光合作用，将无机营养盐和无机碳转化成有机物的能力，也称原始生产力或基础生产力。
海洋次级生产力（二级生产力）：
指以植物和细菌等初级生产者为营养来源的生物生产能力。
二级生产者主要指浮游动物、大部分底栖动物和植食性游泳动物诸如幼鱼、小虾等。
海洋三级生产力：
是以浮游动物等二级生产者为营养来源的生物生产能力，主要包括肉食性鱼类和大型无脊椎动物。
终级生产力：
是一些自身不再被其他生物所摄食的生物生产力，它处于海洋食物链的末端。
终级生
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