当气体在大气和海水之间达到平衡时，海水中溶解气体的浓度决定于气体在水面上的分压、海水的温度和盐度，单位为微摩尔每立方分米(μmol/dm3)，以往曾用cm3/dm3，cm3/kg或者μmol/kg。
三、大气成分在海水中的溶解度
大气成分在海水中的溶解度主要取决于气体的性质、气体的分压、海水的温度和盐度。对某一特定气体而言，如果采用标准压力，则气体的分压就已经确定，因此气体的溶解度可以表示为海水的温度和盐度的函数。常用的氧在海水中溶解度的公式最初是Fox(1909)提出的：
CF=10.291－0.2809t＋0.006009t2-0.0000632t3
-(0.1161-0.003922t＋0.0000631t2)·Cl(4-18)
式中CF为以cm3/dm3表示的氧的溶解度，t为海水温度(℃)，这个公式是对于干空气确定的。五十年代后又有不少人使用不同的方法测定氧气在海水中的溶解度，特别是1966年用碘量法对溶解氧进行了较全面的研究，使得氧气测定的准确度提高。在实验室条件下可以达到0.1％的准确度，因此需要对氧气溶解度测定更精确的数据，其后的工作大部使用湿空气，即饱和水汽的空气进行测定。因为海空界面的相对湿度可能较大，利用湿空气测定气体的溶解度比较合理。
4.3.2气体在海气界面的交换
气体在大气与海洋之间的交换，不仅取决于气体在这两者之间的分压差，而且取决于气体的交换系数，还与海面状况等因素有关。
一、气体交换的模式
经常使用的模式为薄层模式，即气相与液相的界面上都存在一层很薄的扩散层，气体的交换速率主要取决于气体在这两个扩散层之间的扩散速度。气体在气相扩散系数比在液相中大得多，故可认为液相扩散层是控制交换速率的主要方面。海气交换的模式可以用图4—8说明。
间由一个扩散层隔开，扩散层厚度为T，这个厚度随表面扰动情况不同而变
气体逸出海面进入大气。
二、气体交换速率与风速等的关系
海面风速的大小必然影响气体交换速率，风速增加会使扩散层厚度减少，加大了气体的交换率，其影响近似为E0与风速的平方成正比。气体交换速率也与温度有关，从5℃到25℃，E0大致增加2倍。气体交换速率与气体的种类也有关，例如，在相同的分压情况下，氧气的交换速率比氮气快一倍。
三、海洋中气体的通量
依现场测定的气体在气相和液相的分压数据，可以对气体的海气交换通量进行估算，例如在南黄海地区，通过测定得到，在3～8月随着海水的温度的升高，海水中溶解氧向大气释放，平均速率为5.2×10-7cm3/(cm2·s)，9～2月海水降温冷却，大气的氧气溶解于海水，吸收氧气的平均速率与释放的速率大致相同，也为5.2×10-7cm3/(cm2·S)。由此计算，整个黄海地区的年氧气交换量为3.3×1013dm3。依照同样的方法，可以计算出CO2，CH4，NO2，DMS等气体的通量。
四、海洋中氧的变化过程
(一)生物活动对海水中氧的影响
海洋植物在光合作用中产生氧气，而在呼吸作用中消耗氧气，其过程可以近似地表示为
6CO2＋6H2O→C6H12O6＋6O2
海洋植物光合作用只能在光合层中进行，主要在0～80m深度，在80～200m深度光合作用减弱，生物已经不能有效地进行繁殖。大于200m的深度则消耗占主要地位。这就是在海水表层出现氧含量最大值的原因。光合作用受光强度影响很大，在浮游植物密集的地区，表层海水氧气含量会产生周期性变化，最大值出现在下午2～3点，最小值在夜间2～3点。通过这种变化量的大小可以估计生物生产氧的量，从而换算成为单位时间、单位面积、水体产生有机碳的量，叫做初级生产力。早期测定初级生产力的黑白瓶法即基于这个原理。从海水的一个水柱来看，光合作用的强弱取决于光线的强弱，在近表层光合作用大于呼吸作用，随着深度的增加，光合作用减弱，呼吸作用增强，在某一个深度下，溶解氧的生产量恰好等于消耗量时，该深度称为溶解氧的补偿深度。在大洋中由于水质澄清，补偿深度较大，而在近岸地区透明度小，其深度较小。补偿深度变化可以从近岸的1～2m直到马尾藻海的100m。一般的补偿深度在20m左右。
(二)海水中氧气的消耗和生化需氧量、化学耗氧量
海水中的氧气消耗主要由于有机物的分解。生化需氧量(BOD)和化学耗氧量(COD)可以反映水体受有机物污染的情况，是有意义的污染指标。由于大洋水BOD、COD均很低，故对于受到陆地污染的近岸水，这是两个有用的指标。所谓BOD，是在需氧条件下水中有机物由于微生物的作用所消耗氧气的量。由于有机物全部分解需要100多天，一般采用在20度下培养5天，称为5日生化需氧量，用BOD5表示。COD的测定是向水体中加入一定量的氧化剂(如KIO3，KMnO4或K2Cr2O7)，氧化后把消耗氧化剂的量换算为氧的毫克数。COD也可以在一定程度上反映有机物含量，测定快速，不用放置5天，可以作为快速测定方法。COD与BOD有一定关系，所以对COD的测定也十分重要。