溶解无机物
海水的主要成分列在表中。
| 离子组成 | G /kg海水 | 摩尔/公斤* * | 相对浓度 |
|---|---|---|---|
| *盐度为34.7时的浓度。 | |||
| **离子浓度通常以分子单位表示。1mol / kg等于6.023(1023)每公斤海水含有的离子或分子。第4栏中的相对浓度提供了一公斤海水中每种成分的离子数量与一公斤海水中氯离子的数量的比较。 | |||
| 氯 | 19.162 | 0.5405 | 1.0000 |
| 钠 | 10.679 | 0.4645 | 0.8593 |
| 镁 | 1.278 | 0.0526 | 0.0974 |
| 硫酸 | 2.680 | 0.0279 | 0.0517 |
| 钙 | 0.4096 | 0.01022 | 0.0189 |
| 钾 | 0.3953 | 0.01011 | 0.0187 |
| 碳(无机) | 0.0276 | 0.0023 | 0.0043 |
| 溴化 | 0.0663 | 0.00083 | 0.00154 |
| 硼 | 0.0044 | 0.00041 | 0.00075 |
| 锶 | 0.0079 | 0.00009 | 0.000165 |
| 氟化 | 0.0013 | 0.00007 | 0.000125 |
与大多数海洋物质的行为相反，主要无机物的浓度成分海洋的变化是非常恒定的。计算表明，对于海水的主要成分，与输入或去除过程显著改变一种成分的浓度所需的时间相比，彻底与海洋混合所需的时间是相当短的。海洋主要成分的浓度的变化主要是由于海水相对快速的交换水(降水和蒸发)，相对浓度几乎保持不变。
盐度被海洋学家用来测量海水的总含盐量。实用盐度，符号年代，是通过测量电导率和确定的温度海水，由一个算法由联合国教育、科学及文化组织(联合国教科文组织)。实际的盐度，加上温度，可以用来精确地计算密度海水样本。由于主要成分的相对比例恒定，盐度也可用来直接计算海水中主要离子的浓度。实际盐度的测量最初是为了提供一个容器中盐的总质量的近似测量公斤的海水。海水与年代相当于35含有大约35克盐和965克水，或35 PPT (35 psu)。
许多其他成分对人体是非常重要的生物地球化学海洋的。如无机化学品磷(HPO42 -和阿宝43 -)和无机的氮(没有3.- - - - - -,没有2- - - - - -，和NH4+)是海洋生物生长所必需的。氮和磷以大约16:1的比例被吸收到海洋生物的组织中，并最终以大约相同的比例返回到溶液中。作为一个结果，在大部分海水中溶解的无机磷和氮表现出密切的协方差。溶解无机磷在土壤中的分布太平洋具有强烈的印记，即磷被海洋表层水的生物吸收，并通过深海中矿物化的生物碎片雨返回到溶液中。西太平洋的无机磷酸盐浓度范围从略小于0.1微摩尔/千克(1 × 10−7摩尔/千克)在表面达到约3微摩尔/千克(3 × 10−6摩尔/千克)。在同一海域，无机氮的含量范围在略小于1微摩尔/千克到45微摩尔/千克之间，与磷酸盐呈显著的相关变化。
海洋生物生长所必需的各种元素，以及一些没有已知生物学功能的元素，表现出与硝酸盐和磷酸盐大致相似的营养物行为。硅酸盐被纳入某些海洋生物的坚硬结构部分(硅藻而且放射虫)丰富的在海洋上层。溶解的硅酸盐浓度范围小于1微摩尔/千克(1 × 10−6摩尔/千克)，约为180微摩尔/千克(1.8 × 10−4摩尔/千克)在北太平洋深处。浓度锌一种对多种生物功能至关重要的金属，其范围约为0.05纳摩尔/千克(5 × 10−11摩尔/千克)到6纳摩尔/千克(6 × 10−9摩尔/千克)在太平洋深处。锌在海洋中的分布大体上与硅酸盐的分布相似。镉虽然没有已知的生物学功能，但通常表现出与磷酸盐共变的分布，其浓度甚至低于锌。
许多元素，包括必需的微量金属铁，钴,铜，表现出表面耗竭，但一般表现出比磷酸盐、硝酸盐和硅酸盐更复杂的行为。在元素海洋分布中观察到的一些复杂性可归因于吸附下沉粒子表面的元素。吸附过程也一样独家生物吸收的，或除生物吸收外，用于清除上层海洋的元素并将它们送到更深处。许多微量元素的参与使其分布模式复杂化氧化还原(电子交换)的反应。一般来说，电子交换反应会引起化学反应的深刻变化溶解度以及海水中微量金属的反应性。这种反应对海洋中各种元素的行为都很重要，包括铁，锰，铜，钴，铬,铈．
将溶解物质、颗粒物质和气体物质输送到海洋的过程确保了这些物质在一定浓度下几乎包含了海洋中发现的每一种元素地球的地壳和大气．大气的主要成分，氮(78.08%)，氧气(20.95%),氩(0.93%)和二氧化碳(0.038%)在海水中以不同的比例出现，这取决于它们的溶解度和海洋化学反应。在平衡在大气中，海水(0°C[32°F]，盐度35)中非活性气体氮和氩的浓度分别为616微摩尔/kg和17微摩尔/kg。对于35°C(95°F)的海水，这些浓度将降低约1 / 2。氩和氧的溶解度行为很相似。在与大气平衡的海水中，氧和氩的浓度之比约为20:45。由于氧气是生命所必需的活性气体，海水中的氧气浓度在与大气不直接平衡的情况下变化很大。虽然氧气是由阳光照射的浅海深处的光合生物产生的，但近表层水域的氧气浓度主要是通过与大气的交换来确定的。海洋中的氧浓度一般在中等深度表现出最小值，而在深水中则表现出相对较高的值。这种分布模式是生物氧利用和海水物理混合的结果。通过比较氧气浓度和氩气浓度，可以估计海洋中氧气利用的程度，因为后者只受物理过程的影响。影响氧气分布的物理过程特别包括海洋的大规模补充底水冰冷、稠密、富氧的海水从高处向底部下沉纬度．由于营养物质的释放伴随着消费由生物碎片产生的氧气，溶解氧浓度通常表现为溶解氧营养物质浓度的镜像。
虽然与海洋相比，大气是一个巨大的氧气库，但总的二氧化碳海洋的含量比大气的含量大得多。二氧化碳与海水中的水反应生成碳酸(H2有限公司3.)，碳酸氢盐离子(HCO3.- - - - - -),碳酸盐岩离子(有限公司3.2 -)．海水中大约90%的无机碳以碳酸氢盐离子的形式存在。碳酸氢盐和碳酸盐离子的形成伴随着二氧化碳的释放氢离子(H+)．氢离子与各种形式的无机碳之间的反应缓冲了海水的酸性。无机碳和硼作为B(OH)的总浓度均相对较高3.和B(哦)4- - - - - -在海水中足够维持pH值在7.4到8.3之间。(pH一词定义为氢离子浓度的负对数，单位为摩尔/千克。因此，pH值等于8就等于1 × 10−8摩尔H+每千克海水中的离子。)这是非常重要的，因为海水中许多反应的程度和速率高度依赖于ph值。氧气和有机碳结合产生的二氧化碳通常在海水中氧气最小深度附近产生最大酸度(pH值最小)。除了与大气交换和，通过呼吸在生物圈中，海水中溶解的无机碳浓度受到钙质壳(CaCO)的形成和溶解的影响3.)的生物(有孔虫目，颗石藻,翼足类动物)在上层海洋中大量存在。