海洋化学复习重点 12.6.5

1、1、海洋化学概念及其研究内容。海洋化学是研究海洋各部分的化学组成、物质分布、化学性质和化学过程，以及海洋化学资源在开发利用中的化学问题的科学，是海洋科学的一个分支。主要内容：海水中元素和物质的含量、组成、分布和通量。海水中元素的存在形式及其物理化学性质。海洋中元素和其它物质的运动变化规律，及其与物质全球变化和海洋化学资源开发相关的“海洋生物地球化学”过程。2、海洋与人类的关系。（调节气候、海洋资源、海洋运输、现代国防和海洋环境问题）3、了解海洋化学发展史。一、早期发展1670年r. boyle（波义耳）出版observations and experiment on the saltness

2、of the sea。1772年 a. lavoisier（拉瓦锡）测定并首次发表海盐组成结果。1784年 t.o. bergman用沉淀称重法测定海盐成分。18191822年 a. marcet测定海水成分提出“世界海水含有相同成分，相互之间有接近相同的比例。 18431865年 j.g. forchhammer分析了上百个海水样品，测定了多种组分。使用了“盐度”概念。 18731876年 challenger（英）环球航行。二、20世纪前期的发展1899年m. knudsen建立了氯度测定法。1902年由forch、knudsen和srensen定义了盐度和氯度，给出了盐度氯度关系式。三、

3、20世纪50年代以来的发展海洋化学理论研究：l.g. sillen(1959)，海水物理化学r.m. garrels(1961)，海水化学模型e.d. goldberg (1958)，应用“稳态原理”研究海水中元素逗留时间w.s. broecker(1970s)，箱式模型。三、20世纪50年代以来的发展海洋地球化学剖面研究19711980)：深海钻探(19681983)大洋钻探(19851995)4、海洋资源利用及其所产生的海洋环境问题。 海洋环境的化学污染：石油污染、重金属污染、有机污染等； 海洋生态环境问题：海洋酸化、赤潮频发、生物种类的灭绝等； 海洋在气候变化中的作用：海洋对温室气体的吸

4、收及其机理等。利用：1.海洋矿物2.海洋石油及其化工业3.海盐工业和海水综合利用1、海水组成恒比定律marcet/dittmar；海水主要溶解成分浓度比恒定。1819年，a. marcet根据全世界各大洋不同海域的分析结果，提出全世界所有的海水水样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。w. dittmar(1884)仔细分析和研究了英国挑战者 号从世界各大洋中不同深度所采集的77个海水样品，结果证实 marcet观测的普遍真实性。这就是著名的marcet-dittmar恒比规律（海水组成恒定性规律）。2、海水组成恒的原因是什么？大

5、洋海水通过环流、潮汐、垂直流等运动，连续不断地进行混合；巨大的海水体积和各种成分的巨大总量；长期的历史演变时，使得海水蒸发和降水对海洋总体的影响极其微小。3、原始与现在海水的性质？原始海水与现代海水组成的主要差别是什么？原始海水因溶解原始大气的成分（如hcl、co2、h2s等），呈现为酸性和还原性为主的化学特征，近似为0.5 mol/dm3hcl溶液，缺氧。现代海水除组成水的氢和氧元素外，na+、mg2+、ca2+、k+、sr2+、cl-、br-、f-、so42-、hco3-(co32-)、h3bo3为构成海水盐分的主要化学成分。海水ph约为8.2左右，含氧。4、海水中元素的来源；火山喷出物=

6、火山活动；海底热液=热液活动；原生火成岩风化产物=原生火成岩风化。其中，以原生火成岩的风化为主。5、海洋中主要的保守性元素有哪些？保守性元素在海洋中的浓度表现为无变化或几乎无变化的元素，主要是由于元素的非反应活性或低地壳丰度。大多数海水主要成分是保守性的。保守性元素几乎不参与化学或生物过程，其空间和时间分布主要受物理过程控制，如蒸发降水、水团混合。保守性元素为逗留时间长的元素。cl，br，na。6、盐度与氯度；盐度：“1千克海水中的溴和碘全部被当量的氯置换,而且所有的碳酸盐都转换成氧化物之后，并且一切有机物完全氧化之后，其所含的无机盐的克数。”以符号“s”表示之，单位为克/千克。氯度： “海水

7、样品氯度的值为等同于沉淀0.3285234千克海水样品所需原子量银的质量”， 7、元素逗留时间；某元素以稳定速率向海洋输送，将海水中该元素全部置换出来所需要时间(单位：年)称为该元素的逗留时间（barth，1952）。8、如何计算海水中元素的逗留时间？：ca2+逗留时间计算。海水中ca2的总量为5.611020g，河水中的ca2平均浓度为1510-6kg dm3,河流年径流量为4.61016dm3 y1，计算海水中ca2的逗留时间。9、海洋中盐度的分布特点。赤道附近盐度最低，在纬度20on和附近盐度最高。世界各大洋的表层海水盐度分布不均匀， 深层海水的盐度变化较小，。 1、海水中气体的溶解度定

8、义？当气体在大气和海水之间达到平衡时，海水中溶解气体的浓度或饱和含量（cg*）即为该气体的溶解度。2、海洋中所含主要气体有哪些（主要气体、微量惰性气体和微量活性气体）？大气的气体组成可分为不变气体成分和可变气体成分两部分。不变气体成分（11）主要成分：n2、o2、ar微量成分：co2、he、ne、kr、xe、h2、ch4、n2o可变气体成分：o3、no2、co、so2、nh3（h2o）。常量气体，含量大于100ppm：n2, o2, ar, h2o, co2； 微量气体，含量几-几十ppm：ne, he, ch4, co等；痕量气体，含量ppb-ppt量级：o3, no, n2o, so2,

9、cfc11, cfc12, cf4, nh3等。3、影响海洋中气体溶解度的因素主要有哪些？1.气体本身性质：通常气体分子量越大，溶解度越大；2.温度：温度增加，气体溶解度降低；3.盐度：电解质浓度增加，气体溶解度降低；4.气体分压。压力大，溶解度大4、大洋中溶解氧的分布特征及其原因；海水中过饱和溶解氧如何表征？表层：溶解氧含量上下基本一致的，与大气处于或者接近平衡；次表层（真光层内）：会出现氧的极大值（通常约在50 m 以内）；真光层以下：氧含量随水深增加逐渐降低。氧消耗速率较高时会出现氧最小值层（约在1000 m以内）深层水（氧最小层以下）：随深度增加溶解氧含量逐渐增加。大洋深处溶解氧的分布

10、规律是：大西洋印度洋太平洋5、海水中气体的来源、大气-海水交换作用模型，来源：海气交换、光合作用、生物呼吸等（仅供参考）海-气交换作用：气体成分在海空界面间的交换方向取决于气体在海水和空气中的分压差。pgpg：大气海水， pgpg：海水大气pgpg：无净交换（从大气进入海水的量从海水进入大气的量）气体在海空界面间的交换速率除与分压差外，还与气体性质、海面环境条件有关。掌握海水碳酸盐体系的ph标度；海水ph标度有以下四种：srensenph标度；nbs标度(nbs, national bureau of standards u.s.a)；总氢离子浓度标度（hansson标度）；总氢离子浓度标度（

11、sws标度）。温度、压力以及盐度是如何影响ph值的？温度、盐度、压力影响碳酸二级解离常数，从而对海水ph产生影响。海水碳酸盐体系各分量是如何影响ph值的？大洋海水的ph值一般在8.0左右，在7.58.2范围内变化。海水碳酸盐体系有两级解离平衡关系式，对海水ph值起控制作用。碱度与二氧化碳体系（tco2/dic）；总碱度（alkalinity）定义单位体积（重量）海水中，所有弱酸根阴离子全部转换为不解离的酸所需要的氢离子的量，常以毫摩尔数表示。常用符号“alk”、“a” 或“at”表示。也可以定义为中和单位体积（重量）海水中全部弱酸根阴离子所需的h+的量。比碱度正常大洋水的alk主要由hco3、

12、co32、h2bo3构成，这些均属于海水主要成分，具有组成恒定性。因此，alk与cl（或s）之间也应有恒定的比值关系，一般将其称为“碱氯比值”、“比碱度”或“碱度系数”。碳酸碱度海水中由碳酸弱阴离子对碱度作出贡献的总和即为“碳酸碱度”，以“ca”表示。单位与总碱度相同硼酸碱度硼酸弱阴离子对碱度的贡献，即称为“硼酸碱度”，以“ba”表示。单位与总碱度相同。分布规律：三大洋海水的氯碱比值在0.1190.130之间。大洋水比碱度总平均值为0.126。近岸河口区的碱氯比值较高。 因为近岸河口区受陆地径流的影响，河水hco3-相对较高，cl-低，混合后，导致海水碱氯比值升高。随混合比例不同，碱氯比值不同

13、。如黄河口为0.136。垂直分布alk随水深增加，比碱度也增加。二氧化碳系统各参数（ph值、tco2、ta、pco2、）分布变化规律和影响因素，造成海洋中分布差异的根本性原因；海水的ph值所受影响：海水的无机碳体系平衡有关，而该平衡与温度、盐度、压力、caco3、mgco3沉淀的形成与溶解密切相关。还与海洋生物活动有关（海洋生物光合作用强于呼吸作用与有机质的分解作用时，ph升高，否则ph减小）。大洋海水的ph值变化：一般在8.0左右，在7.58.2范围内变化。海洋总碱度ta所受影响有：盐度、caco3的沉淀与溶解、氮的生物吸收和有机物再矿化过程中溶解无机氮的释放。海水中二氧化碳总含量tco2所

14、受的影响：盐度、海洋生物的光合作用、有机物的再矿化、caco3的沉淀与溶解.ta和tco2的分布变化：海水tatco2 ，表层水ta和tco2小于深层水1.大西洋最低，南大洋居中，印度洋、太平洋最高；2.4500 m 以下南大西洋与南大洋的值相同，因其底层水相连通。3.南大西洋800 m 深处ta有最小值，此处盐度也最低，是南极中层水流入所致。影响二氧化碳分压pco2分布的主要海洋学过程（1）海洋生物光合作用消耗水体中的co2，导致pco2的降低；（2）caco3的溶解降低水体中的co2浓度，导致pco2降低；（3）太阳辐射的增强可导致表层水温度升高，海水中co2溶解度降低，pco2也会降低；

15、（4）海洋生源颗粒有机物氧化分解会增加水体中co2，使pco2升高；（5）海水中caco3的形成增加水体co2浓度，进而导致pco2的升高；（6）人类燃烧矿物燃料导致大气co2的增加，进而通过海-气界面交换导致表层水co2的加入，pco2升高。pco2分布变化：随时间变化、随季节变化、随纬度变化。海水中二氧化碳体系的化学平衡理论及其对全球碳循环/气候的影响；co2进入海水后，主要以4种无机形式存在，分别为co2（aq）、h2co3、hco3-和co32-；海水中各种无机碳形态浓度之和称为总二氧化碳（tco2）或总溶解无机碳(dic)，有些文献以co2或ct 来表示。dic=tco2=co2(a

16、q)+h2co3+hco3-+co32-两种电荷数为0的中性分子co2(aq)和h2co3从化学角度是无法分离的，二者浓度之和也称为“游离的二氧化碳”；co2=co2(aq)+h2co3熟悉碳酸钙的沉淀与溶解平衡的相关理论。了解方解石与文石在海洋中的溶解与沉淀行为及分布规律；在一定温度、盐度和压力下，文石在海水中比方解石更易于溶解，它们的饱和溶度积分别为10-6.19 mol2/kg2（文石）和10-6.37 mol2/kg2（方解石）（温度为25c，盐度为35，压力为1 atm）。caco3是一种特殊的盐，其溶解度在较低的温度下更高，但温度的影响是很小的。更为重要的是，其溶解度随压力增加而增

17、加，这对于阐明海水中caco3垂直分布以及海洋沉积物中caco3空间分布特别有意义。 大洋表层水对于方解石、文石都是过饱和的。温跃层以深，caco3饱和度迅速下降，在太平洋水深600m，文石已成为不饱和。由于方解石比文石难溶解，故方解石饱和的区域比文石深得多。至深层海洋，方解石和文石在深海水中是不饱和的，其原因可能在于温度的降低、压力的升高及有机物的氧化等所致。太平洋水体方解石和文石的饱和程度小于大西洋。 1、海洋中营养盐有哪些？它们的主要来源有哪些？它们的主要存在形式？海洋化学中营养盐（nutrients）一般指磷、氮、硅元素的盐类。海洋浮游植物生长所必须的成分，是海洋生产力和食物链的基础；

18、在真光层被浮游植物吸收并限制其生长。主要来源：1、陆源物质：岩石风化物质、有机物腐解产物、排入河川中的废弃物，包括大陆径流、大气中的灰尘和极区冰川作用等输入途径。2、海洋生物源有机物质分解（营养盐再生）3、火山及热液活动。主要存在形式：无机磷包括正磷酸盐、焦磷酸盐和其他一些缩聚的环状和线状聚合物n：1最重要的是溶解于海水的n2分子2少量溶解态和颗粒态的无机和有机氮存在3主要无机形态：no3- no2-nh4+硅：主要为si(oh)4,有溶解硅和颗粒硅（碘，长石，粘土矿物，蛋白石）2、海洋中营养盐在海洋中/地球上分布规律（包括纵向和横向）。海洋中三种主要营养盐有着类似的分布模式，即随着纬度增加而

19、增加；随着深度增加而增加；在太平洋、印度洋的含量大于大西洋的含量；近岸浅海域的含量一般比大洋水的含量高。纵向：在大洋表层，由于生物活动吸收营养盐，是它们的含量很低，甚至于降至零值。在500-800米深水层内，含营养盐的颗粒在重力作用下，下沉或被动物一直带到深海，由于细菌的分解作用或海水的溶解作用，不断地把营养盐释放回海水中，从而使得营养盐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，营养盐几乎都以溶解的形式存在。由于垂直涡动扩散，使来源于不同水层的营养盐浓度趋于均等，其浓度随深度的增加变化很小。3、海洋中营养盐循环方式，三种营养盐循环方式有什么不同及其

20、原因是什么？在真光层内，营养盐经生物光合作用被吸收，成为生物有机体组成部分。生物体死亡后下沉到真光层以下，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为营养盐再生(=营养盐循环)。异同：氮和磷的再生必须在细菌的作用下分解释放；硅质残骸主要是靠海水对它的溶解作用。4、何谓“hnlc”海域？铁是如何影响海洋生物作用的？在海洋中，超过10%的世界海洋表面海水，包括北太平洋、赤道太平洋和南极附近太平洋的表面海水，主要的植物生长营养盐（硝酸盐、磷酸盐和硅酸盐）以及阳光是充足的；但浮游植物量却是低的，呈现“高营养盐低生产力”现象。低生产力也显示在低叶绿素上，故这样的海区也成为“高营养盐低

21、叶绿素海区。其原因，martin认为：“在世界海洋高营养盐低叶绿素（生产力）的海区，铁的可利用性限制浮游植物生长的比率。”铁是电子迁移和酶体系中基本的痕量元素，martin提出铁假设：“在世界海洋高营养盐低叶绿素（生产力）的海区，铁的可利用性限制浮游植物生长的比率（单位生长率）。”铁假说有两个必然结果：（1）铁的可利用性限制了浮游植物对营养盐和碳酸盐的摄入。（2）因为铁限制控制了浮游植物的生长，而从大气中移出co2；大气co2的水平则随铁输送到海表面而变化。5、熟悉有关营养盐的计算，参见平时作业与题库？计算：在一定温度时，海水中nh4+与nh3之间存在着以下平衡：nh4+= nh3 + h+，

22、问：当t=10，s35时，pk=9.8，若海水ph=8.0，海水中氮以何种化学形态为主？通过计算说明。参考答案：k = (ah+cnh3)/cnh4+，cnh4+ /cnh3 = ah+ / k，cnh4+ /cnh3 63，此时nh4+占98.4%。温度一定时，nh4+的含量取决于海水ph值。6、氮在海水中存在形态、含量及分布？元素氮(n2)、硝酸氮(no3)、亚硝酸氮(no2)、铵氮(nh4)、溶解有机氮(don)和颗粒氮(pn)。含量：7、熟悉海洋氮循环的关键过程。氮磷营养盐的限制性。参与氮循环的关键过程：海洋生物活动是导致海洋中氮于各种化学形态之间相互转化的重要影响因素，其中生物固氮作

23、用、氮的生物吸收、硝化作用和反硝化作用是海洋氮循环的关键过程。 p限制：当no3-相对po43-稀少的时候，固氮生物可从大气获取用之不绝的n2，当这些藻类被摄食或降解时，以nh4+等形式将氮释放到水体中，从而增加n:p比。但大气并没有磷储库，也就是说，一旦水体中的磷被消耗完，则没有可替代的来源。从这点看，硝酸盐浓度应追随磷酸盐浓度的变化而变化，海洋中磷的动力学控制着海洋的生物生产力。 n限制：大量实测数据表明，海水中的no3-通常比po43-稍早耗完，营养盐缺乏的水体通常仍包含少量残余的po43-，而no3-探测不到。生物学家同时也发现，往贫营养的水体中加入no3-可激发浮游植物的生长，但加入

24、po43-则不起作用。因此，海洋中氮的循环调控着海洋的生物生产力。8、熟悉si在海洋中的生物地球化学行为，其分布/再生模式与n、p有什么不同，为什么？si是如何迁出海水的？氮和磷的再生必须在细菌的作用下分解释放；硅质残骸主要是靠海水对它的溶解作用。溶解态硅的来源包括：河流、沉积物间隙水的扩散和海底热液作用；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。1、海洋中微量营养/痕量元素有哪些？它们在海水中的特点。海水微量元素的含量（bruland, 1983 ）：微量元素（minor elements）：0.0550 mold

25、m3（7个）li+、rb+、ba2+、mo（moo42）、i（io3）；n（no3）、p（h2po4）痕量元素（trace elements）：0.0550 nmoldm3（57个）22种元素平均浓度在0.0550 nmoldm3之间（大部分为第四周期元素）：al、(ti)、v、cr、mn、fe、ni、cu、zn、cd、ga、tl、ge、as、sb、se、cs、y、zr、w35种元素平均浓度小于0.05 nmoldm3：be、sc、la、hf、nb、ta、tc、re、co、ag、au、hg、sn、pb、bi、ce、pr、nd、pm、sm、eu、gd、tb、dy、ho、er、tm、yb、lu、t

26、h、pa、ra。特点：1. 非保守性：海水微量元素的含量随地理位置、深度、季节等变化而变化（氯度比值不恒定）。因为地球化学活性较大、区域性变化大、生物活性大。2. 含量低：海水中微量元素的含量小于1mg/kg，其总量小于总盐量的0.1%。3. 循环和迁移变化复杂：水动力迁移、化学过程引起迁移、生物迁移。4. 研究难度大：含量低、取样沾污问题严重、样品贮存或固定难度大、分析测定环境的要求较高。2、熟悉并掌握海洋中微量/痕量元素的分布类型有哪些？（1）保守型： 如rb+、cs+、moo42、wo42。（2）营养盐型： 表层低（生物利用产生颗粒物），深水高（细菌分解再生） 中深部再生（1 km附近有

27、最大值-n和po4，与no3-p相似），如cd2+、as（v） 深水再生循环（深水有最大值与si(oh)4、alk相似），如ba、zn、ge。 注意：与后面可以归为一类。 中部海水与深部海水再生结合如ni、se。（3） 表层富集深层耗尽型： 元素进入表层水从海水中快速移除（逗留时间小于海洋混合时间）。（4） 中等深度最小值型： 表面输入并在海底或近海底再生，或在水柱中被清除。如al、cu、sn。（5）中等深度最大值型： 由热液活动输入引起，如mn、3he。（6）缺氧层中等深度最大或最小值型 (低氧)： 太平洋和印度洋某些区域存在大面积少氧层，水柱或邻近陆坡沉积物中还原过程存在，可产生：还原形式

28、（易溶）为最大值，如mn(ii) 和fe (ii) 还原形式（难溶或易被固相清除）为最小值，如cr (iii)。（7）无氧水中最大和最小值型： 循环受限区域如黑海水体无氧并产生h2s。还原态溶解度增加出现最大值，如mn(ii)和fe(ii) ；还原态溶解度降低出现最小值。3、哪些海洋过程影响海水中微量元素含量和分布？（1）生物过程（2）吸附过程（3）海气交换过程（4）热液过程（5）海水沉积物交换过程。4、无机和有机配体。无机配体：cl、so42、hco3、co32、oh和hpo42。有机配体：多糖、腐殖5、fe在海洋中的分布特征 1、溶解态铁海水中溶解态fe的浓度变化达4-5 个数量级： 开阔

29、大洋表层水：低至0.030.5 nmol/l 开阔大洋深层水： 0.31.4 nmol/l 半封闭边缘海：110 nmol/l 沿岸海域海水：1100 nmol/l潮汐影响明显的近岸海域与河口区：10400 nmol/l 河水：平均720 nmol/l亚氧和缺氧水体：3003000 nmol/l沉积物间隙水：300 mol/l 海底热液流体：高达3 mmol/l。颗粒态fe浓度：0.1（大洋） 100-800 nmol/l（沿岸）颗粒态fe中有5090%是非常不活跃的，它们与refractory al之间有良好的正相关关系。1050%颗粒态fe较易浸取出来或可溶于0.1 mol/lhcl中，这

30、部分颗粒态fe或多或少代表着颗粒表面吸附的fe、浮游生物颗粒中的fe以及铁锰氧化物涂敷的fe。 1、海洋中有机物的形态有哪些（doc, poc, coc）？它们的主要来源？doc的来源： 外部来源：大气输入（降水2.21014 gy1 ）河流输入（1.81014 gy1 ） 。内部来源：生物生产。poc的来源： 外部来源：河流和大气 河流输入poc约为10131014 gy1。（某些河口区可成为poc主要来源）。 河流输入特征物质：木纤维、树叶碎片、花粉粒等天然物以及人类活动排放物。 大气输入poc约为2.21014gy1。由海水气泡破碎有可能使poc再返入大气。 内部来源：海洋自生物质 生源

31、碎屑细菌吸附和凝聚；有机物质聚集无机颗粒吸附和胶体絮凝。coc的主要来源： 是doc通过物理化学作用絮凝转化为coc和poc通过非生命过程（破碎）和生物过程（细菌降解）转化为coc。2、海洋中有机物的分类特征。1. 类脂化合物；2. 烃类：包括海洋天然烃和石油烃；3. 卤代烃 4. 碳水化合物；5. 氨基酸； 6. 维生素； 7. 腐殖质。3、海洋中颗粒有机碳的循环规律、分布特征？doc（溶解有机碳）: 上层100米以内：doc浓度比深水高3050，约为6591mol c dm3左右； 100米左右：有较大doc浓度跃层； 跃层以下：doc浓度缓慢降低，到500米以下doc浓度较低且相对恒定，

32、约为4050 mol c dm3； 海区与陆地距离远近：近岸doc浓度较高，远海和大洋较低，不同海区略有差别。poc（颗粒有机碳）: 真光层：光合作用生产有机碳，poc浓度高，活体量多；有机碳活性高，快速循环，约90%在真光层内再矿化。 深水：由沉降作用而输入至深水的poc仅相当于生产量的10。 poc为活性低的有机物，约79%在深水中分解再矿化。 沉积物水界面：约13%poc沉降至海底，其中约2%分解再矿化，仅有1%poc结合入沉积物。 区域差异：近岸区poc含量高于外海coc（胶体有机碳）: 河口区：低盐度水体中coc浓度较高，占doc的分数较大； 深层水：中浓度低，占doc的分数小； c

33、oc浓度分布总体与doc一致。4、海洋中有机物有哪些特点？含量低。大洋表层水溶解有机碳浓度为90 mol dm3左右，深层平均含量不到50 mol dm3。组成复杂。到目前为止，尚未完全搞清海洋有机物的组成，大部分溶解有机物的组成、结构尚未确定下来，只有大约25的有机物的结构得到确定。分布不均匀。受来源和去除作用的影响，海洋有机物分布呈现明显的时间性和区域性，属非保守要素。容易形成金属有机络合物。海洋中存在有机无机相互作用，其中所观察到的是形成金属有机络合物，如含co2+的氰钴胺素（vb12）和含镁的叶绿素a，均已作结构鉴定。5、氨基酸、蛋白质、腐殖质。氨基酸：海水中的氨基酸类化合物包括各种酸性的、中性的和碱性的氨基酸，在海水中通常以肽的形式存在，主要由动物蛋白和植物蛋白降解而来。海洋