溶解氮不仅在海洋表面而且在任何深度上都是饱和的。但是溶解氧虽在海洋表面几乎是饱和的，而在深层就很不饱和。要是在海中中没有生物活动的话，那么氧就可能和氮一样，在海中任何地方大概都处于饱和状态。而且，氧的分布从水温的角度来说正好和现在分布情况相反，无疑越是深处氧含量一定越大。

    但是，由于海洋中生物活动的影响，水中氧的含量不仅由大气－海洋间气体的交换以及水的运动所控制，而且也由光合作用、呼吸、有机物氧化等所控制。作为这些变化之间动态平衡的结果，表层中的氧处于饱和状态、近乎饱和状态或过饱和状态，而另一方面，在真光带以下的深层，氧主要因生物遗体的氧化而被消耗。要是水温低，这种消耗的速度就相应慢一些。深层水中的含氧量由下列条件所控制，即随着表层水和深层水水体之间的交换，同时缓慢地进行氧交换。
    三宅和猿桥（196b）想用下述模式来说明海洋中氧含量的分布。
    把海洋极为简单地分成两部分：深度到100米左右的表层（混合层）和深层（3900米）。这两层间水的交换在稳定状态下为：

K₁W₁=K₂W₂          (2.8)

    K₁和K₂分别为水从表层向深层和从深层向表层的移动速度常数。K₁和K₂的倒数分别为海水在表层和深层中的平均停留时间，这在以上章节已叙述过了。式中W₁和W₂为水量，单位以升／米²来表示。在深层溶解氧含量随时间的变化可用下式来表示：

∂O₂／∂t=K₁W₁C₁-K₂W₂C₂          (2.9)

    式中C₁和C₂分别为表层和深层氧的平均浓度（毫升／升，标准温度、压力），f₂是有机物在深层的氧化速度（克分子／米²·年）。
    在稳定状态下为：

K₁W₁C₁＝K₂W₂C₂＋f₂                  (2.10)

    式中，因为K₁W₁和K₂W₂相等，所以f₂为正，C₁应大于C_2。

    初级生产量的平均值取80克碳／米²·年，一年期间在深层氧化而得到二氧化碳暂且假定为30克、40克和50克／米²。换句活说，这意味着在深层因氧化而消耗的氧各为2．5、3．3和4．2克分子／米²·年。
    水温为20°C时，表面水的氧饱饱和量是5．5毫升／升（550升／米²或25克分子O₂／米²）。以上述（2．8），（2．10）式，表层水平均停留时间取为5年，就能求出对应于不同f₂值的氧在深层的平均含量C₂（表2．9）。

表2．9  深层水中的氧含量（C₂）的计算

    深层水的平均水温是3～4°C，在该水温下，氧的饱和量是7．5毫升／升。因此，把C₂的计算值换算到饱和度则为12－37％，这和实际测定值相当一致。由此可知，对于τ₁为5年，f₂的值不会大于60克碳／米²·年。反过来说，对应于40克碳／米²·年的f₂，τ₁的值不会比8年更长。

    此外，表层中氧含量随时间的变化可用下式表示：

∂O₂／∂t=-K₁W₁C₁+K₂W₂C₂+E+P-f₁          (2.11)

    上式中的E是氧从大气中进入海洋的速度，其单位用克分子／米²·年来表示，P是由光合作用产生氧的速度，f₁是在呼吸及有机物氧化中消耗氧的速度。在稳定状态下，来自大气的氧的侵入速度E为：

E=K₁W₁C₁-K₂W₂C₂-P+f₁

    从方程式（2．2）以及月f₁＋f₂＝P的条件出发，在稳定状态下，来自大气中氧的侵入速度应为零。但是，因在有机物中除碳以外氮和磷等也参与氧化反应，所以P和f₁＋f₂相比约小10％。而且，实际上就造成了氧从大气侵入海洋表层水的可能性。初级生产量取为80克碳／米²·年时，氧的侵入量就该是0．7克分子／米²·年左右。而且因为有P＜f₁＋f₂的条件，即便是表层水，氧反倒是常常朝向不饱和的方向发展。
    实际上因为随海域不同而偏离稳定状态，所以大气中氧的分压和海水中氧的分压之间产生了差值，氧就能出入海水。此外，在冰冷的海域，从春到夏，因光合作用急剧增加，氧往往形成过他和。然而，氧的饱和、不饱和实际上仅仅在空气和海水的界面上才具有物理意义。警如，在从表面算起数米深处，即使氧变成了过饱和，但因和水压成比例而溶解度增加（亨利定律）所以在海中并不发生气泡（三宅，1951）。