海水溶解氧

電導率控制儀如便攜式BDO-820、BDO-821，實驗室台式BDO-980和在線式BDO-200A、BD0-200B、BDO-200D、BDO-200E、BDO-200F、BDO-500、BDO-210等廣泛應用於工業、電力、農業、醫藥、食品、科研和環保等領域。該儀器也是食品廠、飲用水廠辦QS、HACCP認證中的必備檢驗設備。

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。

大氣中的遊離氧能夠溶入海水；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 。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裏，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；在無光環境裏，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。

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米處有一個較強的温鹽躍層，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佈和變化劃分水團，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。

按照溶解氧垂直分佈的特徵，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。統觀氧在垂直方向的分佈，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。

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佈，和海洋環流有密切的關係，加上海洋生物的分佈和大陸徑流的影響，變得非常複雜。但就 3大洋的平均氧含量來説，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，所以氧的分佈和大洋不同，而且變化複雜。以南黃海為例：冬季海水對流強，垂直分佈均勻；春季表層水開始升温，氧的溶解度變小，使氧含量逐漸降低，至夏季達極小值。表層水温的升高，還使温躍層逐漸加強，阻礙氧的擴散。故在每年5月至8月間，在南黃海温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。就垂直分佈而言，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。

海水中溶解氧的含量是海水化學的重要參數之一。也是海水水質的重要指標。它主要來源於大氣的溶解和海洋中藻類及浮游植物光合作用的釋放。海洋動物的呼吸作用、生物屍體及生物排泄物的分解、海水中其它有機化學物質的氧化皆消耗溶解氧。被污染的海水溶解氧含量較天然海水低，甚至完全缺氧。海水中溶解氧含量與海水的温度、鹽度有密切關係，水温、鹽度升高，溶解氧含量下降，水温、鹽度下降，溶解氧含量上升。

海水中溶解氧含量具有周日變化和週年變化的特點。當温度和鹽度變化不大時，其日變化取決於海水中浮游植物的光合作用，因而在受到光照的水層中，可以觀察到在午後不久溶解氧含量最高、黎明前最低的週日變化情況。而同一海區溶解氧含量的年變化，則取決於該海區温度和鹽度的變化、生物活動情況、氧化作用過程、海區的環流特點等。

福建海區受大陸江河徑流、浙閩沿岸流、粵東沿岸流、南海表層水、黑潮支梢等多股水系的影響，溶解氧含量的變化與這些水系的消長密切相關。

春季(以1984年5月為例)

表層　氧含量為4.59～8.72毫克/升。在大漁灣外出現高富氧區，中心極值達8.73，在浙閩沿岸流的影響下，等值線似舌狀向南伸展，影響至三都灣外側。而在峽區中線附近及其南部大片海域氧含量較低(〈5.2毫克/升)，並向岸邊遞增。台灣淺灘的西南有一股低氧水舌向西北方向伸展。

底層　氧含量為4.06～7.59毫克/升。海區中部近岸海域的氧含量略高於南部和北部，並由裏向外遞減。在泉州灣外峽區中線附近有一低氧區呈水舌狀向湄洲灣方向伸入，氧含量水平梯度較大。

秋季(以1984年11月為例)

表層　氧含量為4.74～6.80毫克/升。閩江口以北呈北高（5.8毫克/升）南低（5.2毫克/升）、遠岸高（5.8毫克/升）近岸低（5.6毫克/升）的分佈趨勢。在閩江口以南海域、湄洲灣外的不遠處有一閉合高氧區向周圍伸展，致使南日島至廈門之間海域的高氧區將近岸與外海隔開，形成東西低（5.2毫克/升）、中間高（5.6毫克/升）的分佈趨勢。

底層　氧含量為4.46～5.63毫克/升。北部氧含量（5.6毫克/升）高於南部（5.2毫克/升）。廈門以北海域呈由近岸向遠岸遞減的分佈趨勢。廈門以南海域分佈均勻。峽區中線及台灣淺灘附近氧含量較低（5.0毫克/升）。

氧在海水中的溶解度，隨温度的升高而降低，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佈和區域分佈。