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氧
    將?？怂梗↗．J．Fox）測定的相對于干燥空氣氧的溶解度值和卡彭特（J．H．Carpenter，1966）測定的相對于濕潤空氣氧的溶解度值，示于表3.1及3.2。
    表層水的氧幾乎接近飽和狀態(tài)。因此，表層水的水溫和氯度基本決定了溶解氧的含量。在日本近海，水溫和氯度都很低的親潮水氧含量高（～7毫升／升），而水溫和氯度都很高的黑潮水，氧含量較低（～5毫升／升），其濃度隨深度增加而降低，而在某一深度達極小值。但在該深度以下，其濃度隨深度又有某些回升。日本近海之氧濃度極小層深度，在本州南部為1000米以深，本州東北部為600－1000米。本州東北部極小層氧含量為0．5－1．0毫升／升。與此相反，在本州南部氧極小層的氧含量則高達1．0－1．5毫升／升。日本海更高，可達5．0毫升／升。日本海極小層的深度，與見于本州東北部海區(qū)相似，為600米左右，而其氧含量量卻相差懸殊，這是應予注意之點。
    （1）日變化：由光合層的氧含量可以看出日變化。圖3.1表示由宮城濠的水所觀測到的氧含量的日變化。這是在水畫稍下以及1米以下的觀測結(jié)果?？梢钥闯觯绾?－6時前后，其值極大，午前8時左右其值極小。

    圖3．2上邊的曲線，是把用日射計從日出時起觀測的光量累計值，以光量和光合量的關系，換算成氧的生成量所得到的結(jié)果。下邊的直線表示由于呼吸消耗氧的累計值，該直線傾斜的程度，與圖3．1表示的在夜間觀測的氧含量變化近似直線的傾斜程度相同。由這些曲線和直線在縱軸方向上截取的長度，給出每時海水中的氧含量，圖3．1中的點線所表示的日變化，就是這樣推測出來的。以上情況反映出氧的日變化是由植物的光合與動物的呼吸協(xié)同作用引起的。

    圖3．3是海洋中氧含量日變化的一例（杉浦，1963）。就該圖來看可知，其與濠水的氧含量日變化情況迥然不同。這完全是由海洋的特殊性造成的。圖3．3（1）是靠近駿河灣灣口處一固定點的觀測結(jié)果。在該處由于內(nèi)波影響，所以在固定點某一深度處的水溫或氯度發(fā)生周期性變化。結(jié)果，在固定點采集的水樣，常常不一定代表同一水團的水。為了采集認為是同一水團的水樣，不管深度如何，必須注意汲取同一溫度或氯度的水。圖3．3（2）表示的是，與圖3．3（1）同一地點深度為50－70米，采取水溫相互差別不大的水，所求出的含氧量日變化。它表明與前述濠水情況一樣，白天有一個極大值。但在這種場合下，極大值要比濠水早出現(xiàn)4小時。這一點被認為可能是由于在50－70米的環(huán)境下，由于光在前進中被水吸收，所以在海面下層“日沒”來得更早所引起的。

    為了使氧的日變化在短時間內(nèi)再現(xiàn)，把浮游植物繁茂的池水打入水槽中，從正上方用燈照射。并且，讓燈的光量經(jīng)歷開燈、變?nèi)?、變強、變?nèi)鹾完P燈這樣的變化過程。結(jié)果如圖3．4所示，觀察到在較深層，于關燈期間氧極大，開燈期間氧極小。這恰與濠水接近日沒時氧極大，按近日出時氧極小的情況相似?？墒牵跍\層可以看出，極大值的出現(xiàn)時刻隨深度增加而漸次提前出現(xiàn)。圖3．5是在八丈島大賀鄉(xiāng)的碼頭所觀測的水面正下方氧的日變化。在午后2時左右出現(xiàn)極大值，這與前述實驗中較淺層的日變化情況近似。
    （2）氧極小層：氧含量通常在某一深度下取極小值。在研究的初期，由于經(jīng)常在σ_t7．2左右的層上觀測到氧的極小值，因此曾經(jīng)認為它與海水密度極小層的形成可能有某種因果關系。可是，后來由于在熱帶海區(qū)，于σ_t26．8－27．0的層中經(jīng)常發(fā)現(xiàn)氧極小值，于是對上面的想法便逐漸地產(chǎn)生了疑問。
    過去，雖有斯維爾德魯普等人的研究，但他們只是概念性地處理了氧的極小問題。本節(jié)，筆者試想基于大量的觀測事例，力求加深對這種現(xiàn)象的理解。

    圖3．6為懷爾（P．K．Wyle，1965）提出的太平洋氧極小層的氧含量分布，就該圖來看，在太平洋區(qū)域于堪察加半島東部海區(qū)、墨西哥外海及秘魯外海見有極小值。在印度洋海域于阿拉伯海、孟加拉灣、安達曼海，在大西洋海域于非洲西岸外海，均可見及極小值。這里應該注意的是，在這些海區(qū)氧含量的垂直分布，其特點如圖3．7所示。安達曼海、堪察加半島東岸外海和墨西哥西岸外海其共同點是，從密度躍層（深度100－300米）稍下方到800－1000米左右，氧含量顯示了不到1毫升／升的低值。即使在這些低氧海區(qū)（指垂直分布）之中，在比較淺的地方，也曾發(fā)現(xiàn)氧特別低的層。在堪察加東部外海為0．5毫升／升以下，在墨墨西哥外海、秘魯外?；虬⒗?．1毫升／升以下，甚至于在這些地區(qū)發(fā)生著脫氮反應。尚可舉出日本海的例子，如圖3．7。在日本海極小層上的氧含量雖然并沒有低到上述海域那種程度，可是低氧區(qū)從密度躍層稍下方開始這一點，與其它海區(qū)是一樣的。

    墨西哥、秘魯和非洲西岸都是著名的上升流海區(qū)。此外，在堪察加東部海區(qū)在堪察加東部海區(qū)，如已經(jīng)說過的，沿阿留申群島，有上升流乃至垂直混合?？磥砭哂刑卣鞯牡脱鯀^(qū)域的海區(qū)，好象是與下層水向表層補給活躍進行的海區(qū)相一致。在阿拉伯海和盂加拉灣，下層水大概也是以某種機制補給表層的。下層水向表層補給，必然也導致營養(yǎng)鹽的補給，從而提高其所在海區(qū)的基礎生產(chǎn)力。根據(jù)格斯納（F． Gessner）和和科伯倫茲一米什克（O．J． Koblenz－ Mishke）的研究，上述海區(qū)大體上都是基礎生產(chǎn)力高的海區(qū)。同時，這些也都以伴有顯著的密度躍層為其特征。
    從以上的事實可知，作為海區(qū)具有低氧的條件，應為高的基礎生產(chǎn)力以及與之共存的顯著密度躍層。死亡了的生物遺骸越過躍層而向下方沉降。即使有機物的氧化分解消耗了溶解氧，但因躍層也妨害氧由表層補給，因此低氧區(qū)由密度躍層正下方開始，看來是理所當然的。
    南極周圍海區(qū)為富營養(yǎng)區(qū)，盡管基礎生產(chǎn)力高，但由于這里沒有顯著的躍層存在，所以沒出現(xiàn)前述的低氧區(qū)域。相反地，因該區(qū)屬于水溫低充分換氣的水，其與低緯度的水相比，氧濃度是高的。起源于南極周圍海區(qū)、氧濃度高的水，因其固有的密度，它與處于低緯度低氧區(qū)域的占中間深度的水混合，提高了這里的氧濃度，結(jié)果使低氧區(qū)域分為上、下兩個，產(chǎn)生兩個氧極小層。這樣的現(xiàn)象，在受到南極周圍水影響的南半球三大洋均可見及。像這種由于與氧含量高的水混合而改變了的低氧區(qū)形態(tài)，在其它海區(qū)亦能看到。
    圖3．8表示沿東經(jīng)165°線，由30°N到54°N的12個站氧含量的垂直分布情況。在下邊的考察中，讓我們特別著眼于200米以深來探討一下吧！按圖3．8可知，在52°N，54°N可以明確看出的所謂低氧區(qū)域，隨著測定位置向南推移，其頂部逐漸被氧含量高的水所置換換。圖3．8中的黑點表示氧極小的位置。南北向的曲線表示等密度面。我們的理解是由于低氧區(qū)域的上部被氧含量高的水所置換，所以直觀上看來氧極小層位置降低了，其極小層密度增加了。
    圖3．9表示楠（日人）在美國的冰島基地阿里斯-2（Arlis-2）觀測的結(jié)果。與磷酸鹽、硅酸鹽的峰值成明顯對應的氧極小層，與上述的低氧區(qū)域呈現(xiàn)非常不同的景象。這個結(jié)果可認為是由于在上述低氧區(qū)域的下部進入了氧含量高的水所致。據(jù)在300－500米深度處所看到的高水溫，可設想有不同水團侵入。
    以上揭示出的低氧區(qū)域的變形，系指出氧是擬保守量。此外，以上諸例似乎暗示著，為了搞清氧極小層的形成。低氧區(qū)域就應該是進一步研究的對象。因類似于低氧區(qū)域的日本海情況尤其單純，為此試想由這里談起。圖3．10表示日本海200米以深氧的垂直分布，于600米左右深度處可見氧極小層，其相當于密度躍層正下方。
    如把含有浮游生物的海水放置在暗處，那么海水中的氧開始急劇地減少，后來則逐漸緩慢地減少。由這個事實可以預想，浮游生物的尸骸在氧濃度基本穩(wěn)定的區(qū)域中沉降時，越早接觸尸骸的海水，其氧濃度越顯著地降低。但因在密度躍層之上氧的補給是比較容易的，所以氧濃度不大減少。結(jié)果在躍層的正下方獲取極小值，隨后又隨深度而增加。關于原始氧濃度是一定值這個條件，對日本海的情況來說，按下邊的考慮是可以理解的。因日本海的出入口海檻處深度在200米以內(nèi)，故200米以深的水過去某一段時間一定曾占據(jù)200米以淺的位置。在這種情況下，認為表層水在最冷的時候沉降而形成200米以深的水是很自然的。由于這種水可能只限于一年中某個時期和比較狹小的區(qū)域，所以大概這里生物的種類和數(shù)量每次大致都保持一定。盡管有浮游生物粒子的沉降，當著眼于某一層的時候侯，可看出從上邊沉降下來的部分，仍會要繼續(xù)向下沉降。而粒度分布無論在哪一層大致都是一樣的。如前所述，隨著粒子的氧化分解而失去的氧量越是上層越大。但是，這種情況在表層水逐漸沉降而達到深層之前，停留在躍層正下方的中間層的時間，如如果不是特別長或特別短的話，就可以認為深層水氧濃度大致是均勻的。事實上，就圖3．10中2000米以深情況來看，氧濃度是相當均勻的。與此相反，在2000米以淺處，可以發(fā)現(xiàn)氧極小層，觀測時就觀測位置來說，如果認為占據(jù)2000米以淺的水停留在那個場所的時間，要比2000米以深的水曾經(jīng)停留在2000米以淺的時間更長，就能夠理解了。
    換句話說，如果認為日本海2000米以深的水，與在日本海最寒冷時期占據(jù)該處表層的水進行交換所需要的時間，比與占據(jù)日本海其它場所的2000米以淺的水進行交換時間為短的話，那么圖3．10中的垂直分布情況是容易理解的。本文沒有考慮日本海200米以淺的情況。

    僅根據(jù)垂直分布型式類似這一理由，把對日本海所考慮的機制原封不動地用于占有開放海區(qū)一隅的低氧區(qū)域（這種情況意味在氧最小層上有一個氧極小區(qū)域）是否可能？是否能認為日本海以外的低氧區(qū)域，與躍層下的水的起源是一致的？在越過躍層沉降的浮游生物的粒子到達100米層之前，水是否能夠長時間地停留在限定的低氧區(qū)域內(nèi)？根據(jù)觀測的結(jié)果，這幾點似乎是可能的。為了完成對極小層形成的理解，今后必須研究清楚這幾點。

氧以外的氣體
    有關氮、氟、氨、氖和氪等，最近新的研究成果正在不斷地發(fā)表，因此在不久的將來，所謂氣體海洋學大概應確定為獨立的分支。最后介紹一下對這方面有貢獻的人，他們的名字是坎維舍（ Kanwisher，1963）、柯尼希（Konig，1963）、本森（ Benson，1965）、道格拉斯（ Donglas，1965）、克雷格（Craig，1967，1968）和比厄里（ Bieri，1966，1968）。

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