一、pH標度
1909年Sorensen首次提出了pH標度，定義為
這裏是使用H+的濃度標度的，在1924年離子活度概念提出後，他又提出一個用活度標度的定義：
這兩種標度之間差一個常數，25℃時，paH＝psH＋0.027。
二、pH實用標度
但是，實際上單獨離子的活度無法測定，為了得到一個確定的值，需要確定一個實用標準，即根據現有的pH標準液(pHs)對比未知溶液的pH
這裏的pHs標準一般采用0.05mol/dm3苯二甲酸氫鉀的水溶液在25℃時pH值，即4.00。
三、影響海水pH的因素
海水的pH一般在7.5～8.2的範圍變化，主要取決於二氧化碳的平衡。在溫度、壓力、鹽度一定的情況下，海水的pH主要取決於H2CO3各種離解形式的比值。反過來，當海水pH值測定後也可以推算出碳
就可以計算出pH。在實驗室測定海水的pH時，如果溫度、壓力與現場海水不同，則需要進行校正。
溫度校正可用下式
pHt1(現場)=pHt1(測定)＋0.0113(t2－t1)(4-14)
由於深度改變引起的壓力校正可以通過查表得到。
海水的緩衝容量
海水具有一定的緩衝能力，這種緩衝能力主要是受二氧化碳係統控製的。緩衝能力可以用數值表示，稱為緩衝容量。定義為使pH變化一個單位所需加入的酸或堿的量：
海水的pH在6～9之間時緩衝容量最大。大洋水的pH變化主要是由CO2的增加或減少引起的。海水的緩衝容量除與CO2有關外，還與H3BO3有關。由於離子對的影響，海水的緩衝容量比淡水和NaCl溶液都要大。
海水的總堿度、碳酸堿度和總二氧化碳
一、海水總堿度
海水的總堿度AT，是由於碳酸根離子、碳酸氫根負離子和硼酸根離子形成的，其單位為摩爾濃度。
定義堿度的依據為：海水是電中性的，可以用滴定的方法測定(下標T表示滴定)。按SI，堿度定義為：用以中和弱酸負離子所需氫離子的物質量除以海水的體積，符號記為A，單位是摩爾每立方分米(mol/dm3)。總堿度可以分為3部分：碳酸鹽堿度(CA)、硼酸鹽堿度(BA)和過剩堿度(SA)。
堿度方程式表示了溶液中正負離子的電中性：
過剩堿度SA是除硼酸和碳酸之外的全部弱酸總濃度。硼酸的二、三級離解常數很小，所以硼酸體係對AT的貢獻是主要的。在海水中([OH-]-[H+])和SA的值很小，所以方程式(4-16)可以簡化，得到
在缺氧的環境下，硫酸根、銨和磷酸鹽很高，SA不能忽略，海水的pH一般在7.8～8.4之間，PCO2在(2.0～13.0)×10-6mol/kg，AT在(2.3～2.6)×10-3mol/kg。
二、海水的碳酸堿度
堿度貢獻而得到。
鎂等形成離子對的濃度。在大洋海水的酸度下，隻有小於1％的碳是以[CO2(aq)]＋[H2O3]存在的，而[H2CO3]又隻是CO2(aq)的0.2％。
需要指出，堿度是指碳酸根和碳酸氫根濃度之和。它不是pH的度量，也不是海水堿性的度量。了解這一點後就不難理解海水的堿度和酸度有時向同樣方向移動：當DIC很高時，海水的酸度和堿度也都很高；當DIC很低時，酸度和堿度也都較低。在巴哈馬海岸有碳酸鈣的無機沉積，那裏的海水鹽度很高(＞37)，海水較淺較暖；水溫越高，鹽度越大，氣體(包括CO2)的
的沉澱微晶，此時，(AT-DIC)很大。
依大氣成分的變化記錄和化石燃料燃燒向大氣排放的CO2，可以估計人類活動產生的CO2大約50％滯留在大氣中，其餘部分的70％～80％被海洋吸收，剩下的30％則不得而知。植被量的增加可能是原因之一。
海洋表麵與大氣一直進行著CO2氣體交換。交換的方向取決於溫度，以及水相與氣相的CO2濃度的差異。因為溫度對PCO2影響很大，溫度每升高1℃，PCO2增加4％左右。因此赤道地區的PCO2比南北極要大得多。
如果海水表麵的CO2濃度低於大氣中的濃度，則大氣中的CO2可以向海水中輸送，這種情況一般在高緯度地區發生；反之，如果PCO2(海)＞PCO2(氣)，則CO2由海水向大氣輸送。
三、海水的總二氧化碳
海水對CO2的吸收有3個因素：一是海水的靜態容量，即達到平衡後海水中的CO2含量增加多少，這是熱力學平衡問題；二是動力學問題，即大氣-海洋之間CO2交換速度有多快，這取決於CO2的交換速率；三是海水鉛直混合速率。
大氣中二氧化碳含量的增加，已經成為一個全球關注的重大問題。雖然大氣中CO2增加的原因已經較為清楚，但是一直沒有采取什麼切實行動來減少CO2的排放，原因之一就是尋求替代燃料價格昂貴。所以，如何把已經產生的過剩CO2除去就更令人感興趣。
在赤道地區、北太平洋和南大洋等海域的表層水中有豐富的硝酸鹽、磷酸鹽，但是生物量卻很低。法國海洋化學家Martin指出，其主要原因是鐵的限製。國際上在1992年和1995年曾經進行了IronEX—Ⅰ和IronEX—Ⅱ的實驗，證實在大麵積海域中添加微量鐵鹽，可以大大提高藻類的增殖速度，從而吸收更多的大氣CO2。海水作為CO2的彙集體，通過“鐵施肥”吸收了增加的部分CO2。因此可以預計，這對於減緩海洋全球變暖過程會有較大的影響。
如果鐵限製的結論是正確的，在這些海域添加可溶性鐵鹽，促進初級生產力，就可以吸收掉人類活動產生的1/2～1/3的CO2，足以補救燃燒化石燃料引起的問題。當然，極而言之，也有可能因光合作用持續增長吸收過多的CO2，導致冰期提前到來。
海氣界麵的氣體交換
海水中的溶解氣體
海水中除含有無機鹽和有機物外，還溶解有一些氣體。因為海水表麵與大氣接觸，必然會把大氣中某些成分溶解在海水中，這些氣體在海洋和大氣之間不斷進行交換，存在著動態平衡。
表層海水與大氣接觸，溶解有充足的氧氣，氧氣在兩相之間存在近似的平衡。由於某種原因(升溫、降溫、生物活動等)而破壞這一平衡時，表層氧氣會逸出或溶入而達到新的平衡。在幾千米的深海中也不缺乏氧氣，正是深海環流把表層的富氧水帶到深層的結果。如果沒有深海環流，僅表層水有充足的氧氣而深層缺氧則海洋水會變成汙水。
海水中的溶解氧含量與海洋生物活動有關，海洋植物在光合作用中放出氧氣，進行呼吸作用時要消耗水中氧氣。光合作用主要發生在深度不大的光合層，所釋放的氧氣與光照、生物密度和活動情況等有關，因此可以利用表層海水氧氣的含量推測生物活動的情況。
近年來海洋與大氣的交換作用受到重視，有的氣體可以被海洋吸收，如CO2；而有的氣體隻能由海洋向大氣輸送，如CO。隻有充分掌握海氣交換的機理、交換速率等才有可能正確了解氣體在地球上的循環過程。
海水中有些氣體參加生物和化學的反應，例如CO2，O2等，有些則不參加反應，叫做保守氣體，如惰性氣體和氮氣等。保守氣體在海水的分布僅受海水物理過程的影響，相反，海水中的氧氣除了受物理過程影響之外，還受到生物、化學過程的影響。因此，從氮氣和氧氣的分布差異可以了解海洋中氧氣的生物化學過程。
海水中溶解氣體以空氣為主，因此在討論氣體溶解度之前先介紹空氣的主要成分及分壓。
一、空氣的主要成分和分壓
空氣成分有不變成分和可變成分之分(表4-3，表4-4)。不變成分中除了CH4和N2O之外，其它氣體的組成比例不隨地理位置變化，鉛直方向從地麵到100km高處也無變化。CO2在地表上有較小的變化。另外，大氣中還含有變動較大的水汽。水汽的含量隨空氣的溫度及狀況變化，通常用相對含量和絕對含量，即相對濕度和絕對濕度表示。
表4-3空氣中不變成分的含量
表4－4空氣中的可變成分含量(地麵)
二、氣體的溶解度
當氣體在大氣和海水之間達到平衡時，海水中溶解氣體的濃度決定於氣體在水麵上的分壓、海水的溫度和鹽度，單位為微摩爾每立方分米(μmol/dm3)，以往曾用cm3/dm3，cm3/kg或者μmol/kg。
三、大氣成分在海水中的溶解度
大氣成分在海水中的溶解度主要取決於氣體的性質、氣體的分壓、海水的溫度和鹽度。對某一特定氣體而言，如果采用標準壓力，則氣體的分壓就已經確定，因此氣體的溶解度可以表示為海水的溫度和鹽度的函數。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為以cm3/dm3表示的氧的溶解度，t為海水溫度(℃)，這個公式是對於幹空氣確定的。五十年代後又有不少人使用不同的方法測定氧氣在海水中的溶解度，特別是1966年用碘量法對溶解氧進行了較全麵的研究，使得氧氣測定的準確度提高。在實驗室條件下可以達到0.1％的準確度，因此需要對氧氣溶解度測定更精確的數據，其後的工作大部使用濕空氣，即飽和水汽的空氣進行測定。因為海空界麵的相對濕度可能較大，利用濕空氣測定氣體的溶解度比較合理。
氣體在海氣界麵的交換
氣體在大氣與海洋之間的交換，不僅取決於氣體在這兩者之間的分壓差，而且取決於氣體的交換係數，還與海麵狀況等因素有關。
一、氣體交換的模式
經常使用的模式為薄層模式，即氣相與液相的界麵上都存在一層很薄的擴散層，氣體的交換速率主要取決於氣體在這兩個擴散層之間的擴散速度。氣體在氣相擴散係數比在液相中大得多，故可認為液相擴散層是控製交換速率的主要方麵。海氣交換的模式可以用圖4—8說明。