印度洋、太平洋和大西洋中营养盐含量的巨大差异
    海洋中的营养盐即磷、硅、氮等，不论是在水平方向还是在铅直方向上，其分布都很复杂。一般来说，营养盐的浓度越往高纬度地区越变大，并且越往深层也变大。此外，印度洋、太平洋营养盐浓度比大西洋高很多。
    在表2．3中列出了印度洋、太平洋和大西洋中磷的含量。由该表可知，以磷酸形式存在的无机磷平均含量，在印度洋、太平洋是2．5微克原子／升，而在大西洋只不过是1．7微克原子／升。氧饱和含量和溶解氧量之差一般称为“表观耗氧量”（A.O.U.）。浮游植物的化学组成中O:C:N:P的原子比是212:106:16:1，而“表观耗氧量”看来是为了把具有上述原子比的有机化合物氧化为CO₂，NO^-₃，PO^3-₄等而被利用的量。

表2．3  印虎洋、太平洋和大西洋海水中的含磷量（微克原子／升）

    这种“氧化性”的物质占据着海水中营养盐含量中的一部分。认为氧化性以外的营养盐不是原海水中的产物，将这些称为既成性（ preformed）或保守性（ reserved）的营养盐。
    如表2．3所示，印度洋、太平洋氧化性磷的含量较大西洋多数倍，而保守性的磷含量三大洋的值几乎相等。
    海水中磷含量的主要部分是无机磷酸根离子，也有一部分为有机化合物。以前一般认为在深层海水中几乎不含有机磷，但现已查明，从表层直至底层都存在着有机磷。无机磷和有机磷的总和称之为总磷量。印度洋、太平洋和大西洋总磷量之比值为1.5。
    在表2．4中列出了印度洋、太平洋和大西洋海水中无机硅的含量。一般认为硅在海水中通常以硅酸根离子（SiO^4-₄的形态存在。由表可知，在印度洋、太平洋和大西洋海水中的含量比起磷来差别更大。无机硅在印度洋、太平洋实际含量有110微克原子／升之多，而大西洋只不过仅为它的1／3。此外，保守性硅的含量，在印度洋、太平洋和大西洋也非常不同，即前二者含量为70微克原子／升，而后者含量只不过20微克原子／升。

表2．4  印度洋、太平洋和大西洋的含硅量（微克原子／升）

    在印度洋、太平洋和大西洋营养盐的含量有如此大的差异，以前在海洋化学上是一个谜。为了解开这个谜，三宅和猿桥（1966）首先考虑了这些营养盐在海洋里的地球化学循环。

海洋中磷和硅的循环
    海洋里的营养元素中暂先由表2．5列出磷和硅的循环。即这些元素由无机物质形态被生物摄取而转变成有机物质，然后再变为无机物质。此外，营养元素既由河水带入，也向海底沉积。姑且假定这些循环处于稳定状态。从无机物向有机物转变称为初级生物生产，其速度因海域而异，但在本文中，取迄今为止所测定的平均值，不论是印度洋、太平洋还是大西洋，有机物的生成速率以碳来计算为8毫克碳／厘米²·年。这就是海洋中底面积为一平方厘米的水柱中一年期间的初级生产量。从浮游植物的平均组成来看，相当于8毫克碳／厘米²·年的磷和硅的初级生产量分别别为6微克原子／厘米²·年和180微克原子／厘米²·年。

表2．5  海洋的磷与硅的循环（微克原子／厘米²·年）

    磷和硅的沉积速度由海底沉积物中这些元素的平均含量和海底土层的平均沉积速度来计算。海底土层平均沉积速度，在印度洋、太平洋为2毫米／千年，而在大西洋则为10毫米／千年。
    从河流带入的元素量等于河水中磷和硅的平均含量乘以河水的流量。河水向海洋的流量以一平方厘米海面为8毫升来计算。如在表2．4所见，河水带入元素量和形成沉积消耗量相互抵销，这表示海洋中磷和硅大致处于稳定状态。然而这些量和有机物生产量相比是很小的。也就是说在海洋内磷和硅与生物的新陈代谢关系极大。把海洋作为一个整体来看，磷、硅一旦进入有机物，同量的磷、硅又转变为无机物。有机物的生产和分解成无机物的速度，彼此应该是相等的。
    在图2．2中把海洋分成两部分，在印度洋、太平洋和大西洋中，营养盐的循环可用一个简单的模式来描述。在该图中A为营养元素的量，以微克原子／厘米²为单位表示，W为海水的量，单位为克／厘米²，C为营养元素在海中的浓度，用微克原子／升表示，L为来源于陆地的营养元素的流入率，D为这些营养元素向海底的沉积速度，L，D均以微克原子／厘米²·年为单位表示，p为营养元素的初级生产量，单位为微克原子／厘米²·年，f是真光带内营养元素从有机物再生为无机物的比例，称为再生系数，一般再生系数为0．2～0．3。因此，p（1－f）是有机物形态的营养元素从表层过渡到深层并在深层变回无机形态的量。k为表层和深层之间物质移动常数，单位以克／厘米²·年来表示。图中字母注脚数字“2”表示表层，“1”表示深层，符号加“'”的表示在大西洋。

    在该模式中，作为一级近似仅仅考虑了铅直方向上物质的移动。就是说印度洋、太平洋和大西洋的水在水平方向上的混合地点是南极海，并在该处营养元素沿纬度的水平差异极小。因此，印度洋、太平洋和大西洋之间在水平方向上营养元素的出入几乎处于平衡。
    且说，在这样的模式中，假定营养元素在表层和深层间移动，而整体处于稳定状态，就有下式成立：

A₁=（K₂A₂+p（1-f）-D）/K₁              (2.1)

    此外，在A₁W₁和C₁或者A₂，W₂和C₂之间，分别有如下关系式：

K₁A₁=K₁W₁C₁                                  (2.2)
K₂A₂=K₂W₂C₂                                  (2.3)

    就水的铅直移动而言，必须遵守质量守恒定律，所以能得到下式：

K₁W₁=K₂W₂                                     (2.4)

    由上述方程式就能导出（2．5）式：

C₁－C₂＝[(1－f)PーD]/K₂W₂               (2.5)

    式中，C₁－C₂是深层水和表层水中营养元素浓度之差。前已叙及，一般来说C₁＞C₂（表2．3）。
    上述诸方程式是就印度洋、太平洋而导出的，但同样也适用于大西洋。
    代入表2．3，2．4和2．5所列的数据等，就可计算出K₁和K₂。K₁，K₂的倒数T₁；T₂分别为印度洋、太平洋深层水和表层水的平均停留时间。同样也能计算出大西洋的K^'₁，K^'₂或T^'₁，T^'₂。

    计算结果示于表2．6，由表可知，印度洋、太平洋表层水在表层的平均停留时间，由磷来计算为4－5年，而由硅计算得到的结果稍长一些为6－7年。另外，在大西洋中与此相对应的值分别为3年及2．5年。这些表层水的平均停留时间和过去用其它方法测得的值大致相等。可以说这些数据是可靠的。
    相对于这些表层的值，对于印度洋、太平洋，由磷计算出来的水在深层平均停留时间为160－200年，而由硅计算的值为230—270年。在大西洋由磷、硅计算得到的值分别为120—130年和90—100年。采用测定¹⁴C的方法所得到的深层水的平均停留时间是：在印度洋、太平洋为800年左右，而在大西洋则为300－500年左右，所以我们从营养盐求得的值比起用¹⁴C测定所得的值来短得多。关于这一点，想在叙述到海洋中放射性碳问题时再作进一步讨论。

表2．6  由营养元素循环计算的海洋表层和深层水的平均停留时间（年） 

    如前所述，从C₁比起C₂来大很多而且C^'₁比起C^'₂来也大很多，以及D比起p（1－f）来，不论是印度洋、太平洋还是大西洋都相当小这两个事实来看，海洋里营养元素的浓度是由生物的新陈代谢和水的移动交换速度两个因素来决定的。因为不论是印度洋、太平洋还是大西洋在平均深度方面并无大的差异，而且生物代谢量也大致相等，所以结果是浓度和深层水交换速度的倒数即深层水的平均停留时间极为近似地成正比例：

C₁/C^'₁=T₁/T^'₁                                  (2.6)

    印度洋、太平洋和大西洋T的比值大致为2．5左右，但在深层磷的浓度比为1．5，硅的浓度比约为3，这和T的比值大体一致。以前，难难以理解印度洋、太平洋和大西洋中营养元素浓度的显著差异，但是由这两大洋中深层水平均停留时间的差能作某种程度的解释。

海洋中无机营养元素的生物地球化学收支平衡
    海洋里营养元素的生物地球化学收支平衡可用下式表示：

L+B+E=D+P+S                              (2.7)

    式中，工是单位时间内由河水流入海洋而运送的营养元素量，B是有机物分解再次成为无机物的量，E是从大气进来的量，D是营养元素的沉积速度，在这种情况下，假定海底土的沉积速度为5毫米／千年来进行计算。P是无机物转变为有机物物的量，S是逃逸到大气的量，P，S均以微克原子／厘米²·年为单位。就海洋整体而言，若在稳定状态下，（2．7）式的左边和右边全等。但是，考虑小的海域时，上式左边和右边就不ー定相等了。考虑大海域时，初级生产量P和有机物的分解量B可以认为相等，但是，例如在温度低、日照充分，营养盐丰富的海域，P就有可能比B大。

表2．7  整个海洋的营养元素循环（单位：微克原子／厘米²·年）

    把（2．7）式中各项的值在表2．7中以相应于碳、硅、磷、氮的量来表示。由表2．7可知，就碳而言，大气一海洋之间的出入率比起生物生产或分解率来大很多。其它元素都是生物的影响部分最大，而且P（或者B）的值超过存在于真光带中营养元素的量。首先，初级生产量与真光带有关系，而B不一定仅和真光带有关，而且和更深层也有关。如前所述，在真光带内，无机物的再生产量不过0．2－0．3。这就是说，只要不由深层向真光带供给营养盐，那么有机物生产就不得不停止。此外，从表2．7也能理解，氮和硅也常成为有机物生产的控制因素。

关于生物活动指数
    这是为了表示海洋里各种元素受生物的影响或和生物的相互作用的程度如何而引进的一个指数（三宅、猿桥，1966）。生物活动指数β用下式定义：

    上式的函义如下：由生物的分解而再生产的无机元素的量（分解率），比起从外界流入海洋的流入量来越是大，其β值就越大，则表示该元素较多地受到生物的影响。此外，和存在于真光带中无机营养元素的量相比，生物摄取量越大，则表示该元素也仍是较多地受生物影响。把这两个因素合在一起，三宅、猿桥称之为某元素的生物活动指数。在考虑到广大海域的深层或甚至考虑海洋整体的情况下下，生物的分解率和生物的摄取率则是相等的。用表2．7的数据计算得到的β值列于表2．8。由此可知，营养元素中氮受生物的影响最大。碳因在真光带中存在量比较大，所以在表2．8中所列的四个元素中其值最小。

表2．8  营养元素的生物活动指数（β）