氧作为维持生命过程的一种基本要素,它在呼吸等氧化过程中被耗用,但在光合等作用中也不断地得到补充。
世界大洋中的溶解氧(见溶解氧),大部分是由大气通过空-海界面进入的。其交换的速率相当慢。这种溶解氧的浓度习惯上用温克勒尔法(见温克勒尔法)测定。此浓度受溶解度系数(见气体的溶解度)所控制,后者是温度、压力和盐度的函数。因此,海洋中氧的含量随季节和地理位置而发生变化。
混合和边界层上的扩散作用都有助于上述交换过程。一般而论,由于风和其他海洋过程的充分混合作用,在海洋的表面存在一个溶解氧浓度最大而且相当均匀的水层。但来自深层的上升流也能使表层出现氧不饱和的现象。紧靠表层之下直至约80米深的真光层,其阳光充足,有利于浮游生物的光合过程。由此过程能供给海水以大量的氧,因而表层的氧也会失散于大气中,此外氧也可能由于动物的呼吸和细菌对有机物质的分解作用而被消耗。
一般来说,海水中氧的浓度在100米深处多少要发生变化(变化4—6%)。在此深度以下到温跃层氧含量通常逐渐减少,这主要是由于海洋有机物质的氧化所造成的,在北纬20°到南纬20°左右这部分大洋区,约在400—1000米深之间达到最小值。低于此深度时氧含量通常随深度呈直线增加,这种增加主要是由于海洋循环过程所造成,在这种过程中,通过新的富氧水的侵入,氧有不断被全面更新的倾向。但多数深层大洋区的溶解氧是非常贫乏的。有些区域氧被完全消耗殆尽。这叫缺氧区。在元素氧短缺的海区,有机物质和无机物质的氧化仍可进行,此时所用的氧化剂为硝酸盐,硫酸盐以及(可能还有)碳酸盐。