海水溶解氧
正文
溶解在海水中的氧是海洋生命活動不可缺少的物質。它的含量在海洋中的分布，既受化學過程和生物過程的影響，還受物理過程的影響。這方面的研究，從19世紀就已經開始。在20世紀初期建立了適合現場分析的溫克勒方法（見海水分析化學）以後，進展比較快，至40年代前後，已取得了關於大洋中氧含量分布的比較完整的資料。來源 海水中的溶解氧有兩個主要來源:①大氣;②植物的光合作用。
大氣中的游離氧能夠溶入海水；海水中的溶解氧能夠逸入大氣。在海－氣界面上的這種交換，通常處於平衡狀態（見氣體在海洋與大氣間的交換）。因此，海水中氧的消耗，可以從大氣得到補充。
浮游植物在有光的環境裡，通過光合作用，吸收二氧化碳和海水營養鹽，而製造有機體和釋放氧；在無光環境裡，通過呼吸作用使一些有機體被氧化，消耗氧而釋放二氧化碳。這兩個過程可概括表達為： 故真光層海水中氧的消耗，也可從浮游植物的光合作用得到補充。
分布 氧在海水中的溶解度，隨溫度的升高而降低，隨海水鹽度的增加而減少，在浮游生物生長繁殖的海域，表層海水的溶解氧含量不但白天和黑夜不同，而且隨季節而異，加上海流等因素的影響，使溶解氧在海洋中形成了垂直分布和區域分布。
垂直分布 按照溶解氧垂直分布的特徵，通常把海洋分成3層：①表層。風浪的攪拌作用和垂直對流作用，使氧在表層水和大氣之間的分配，較快地趨於平衡。個別海區在50米深的水層之上，由於生物的光合作用，出現了氧含量的極大值。②中層。表層之下，由於下沉的生物殘骸和有機體在分解過程中消耗了氧，使氧含量急劇降低，通常在 700～1000米深處出現氧含量的極小值(此深度因區域不同而異)。③深層。在氧含量為極小的水層之下,氧含量隨深度而增加。(圖1，圖2,圖3） 統觀氧在垂直方向的分布，知海洋中的氧都來自表層,所以表層水是富氧的。海洋深處的氧,主要靠高緯度下沉的表層水來補充。如果沒有這種表層水的補充，僅靠氧分子從表層向深處擴散，其速度很緩慢，難以滿足有機物分解的需要，勢必造成深層水缺氧甚至於無氧。
區域分布 在太平洋和大西洋南緯50度處，都有富氧的表層水下沉,形成南極中層水，它一直向北延伸,可到達南緯20度的 800米深處；在北大西洋北緯60度處的表層水，下沉而成深層水，它向南運動，一直延伸至南大西洋；南太平洋在南極下沉的富氧水，至深層可向北流動而達北太平洋。這些從高緯度下沉而成的中層和深層海水，其氧含量在流動過程中都逐漸降低。總之，氧在海洋中的區域分布，和海洋環流有密切的關係，加上海洋生物的分布和大陸徑流的影響，變得非常複雜。但就 3大洋的平均氧含量來說，大西洋最大，印度洋其次，太平洋最小。這主要是 3大洋的環流情況不同所造成的。
渤海、黃海和東海都比較淺，大部分處於深度不到200 米的大陸架海區，所以氧的分布和大洋不同，而且變化複雜。以南黃海為例：冬季海水對流強，垂直分布均勻；春季表層水開始升溫，氧的溶解度變小，使氧含量逐漸降低，至夏季達極小值。表層水溫的升高，還使溫躍層逐漸加強，阻礙氧的擴散。故在每年5月至8月間，在南黃海溫躍層之下出現氧含量的極大值，飽和度可達120％。底層水由於有機物的分解，從春季開始,氧含量逐月降低，至11月達極小值。就氧含量的年平均值（12個月的平均值）及其變化幅度而言，南黃海都以近岸為高，隨離岸距離的增加而降低。就垂直分布而言，氧含量在深約20米處有一極大值，而表層和底層的平均氧含量都比較低。南黃海屬淺海，其氧含量因受氣候和陸地的影響比較大，所以一年之中不停地變化。
對海洋環境的影響 海水中溶解氧的存在，為海洋生物提供了生存的環境。不只如此,在富氧的海水中,形成一個氧化環境，使水體中一些變價元素處於氧化態。但是在缺氧的海水中，海水的氧化還原電位降低，形成了還原環境，使一些變價元素處於還原態。例如鈾在富氧海水中以易溶的UO2(OH)婣形態存在,但在缺氧水中,則易生成二氧化鈾而沉澱。
在缺氧的水體中，硫酸鹽還原菌能將硫酸鹽和一些含硫化合物還原為硫化氫。例如黑海在深約 100米處有一個較強的溫鹽躍層，阻礙氧向深處補充，致使深度超過 200米的海水中無氧，適宜於硫酸鹽還原菌滋生，因此逐漸產生硫化氫。
有機物在深水中分解時，消耗的氧量與水團的年齡和運動過程有關，故可根據氧在海洋中的分布和變化劃分水團，並估算水團的年齡和運動速度，包括它由表層下沉的時間等等。
