在人类已经发现的100多种化学元素中，已有80多种在海水中被检出。海水中由N、P、Si等元素组成的某些盐类，是海洋植物生长必需的营养盐，通常称为“植物营养盐”(Floralnutrients)、“微量营养盐”(Micronutrients)或“生源要素”。此外，海水中痕量Fe，Mn，Cu，Zn，Mo，Co，B等元素，也与生物的生命过程密切相关，称为“痕量营养元素”。
由于各类营养元素在海水中含量很低，在海洋表层常常被海洋浮游植物大量消耗，甚至成为海洋初级生产力的限制因素，所以，又称它们为“生物制约元素”(thebiologicallimitingelemens)。
下面主要讨论氮、磷和硅这些海洋植物营养盐在海洋中的存在形式、分布变化规律和循环。
4.4.1海洋中氮、磷、硅的主要存在形式
一、海洋中氮的主要存在形式
海洋中，氮以溶解氮(N2)、无机氮化合物、有机氮化合物等多种形式存在。各种氮形式在海洋中的储量及其在总氮中所占的百分比可以简要归纳如图4-11。
在各种形式的氮化合物中，能被海洋浮游植物直接利用的是溶解无机氮化合物(DissolvedInorganicNitrogen，DIN)，包括硝酸盐、亚硝酸盐和铵盐。三者在海水中总量约为5.4×1017g。仅占海洋总氮量的2.4％。在大洋表层水中，它们的含量分别为(1～600)μg/dm3，(0.1～50)μg/dm3，(5～50)μg/dm3。
氮是构成海洋生物体内蛋白质、氨基酸的主要组分。据研究，海水中无机氮化合物被同化为植物细胞中的氨基酸，要经历以下生物化学过程：
此外，近年来的一些研究表明，还原浮游植物也会直接利用一部分溶解有机氮化合物(DissolvedOrganicNotrogen，DON)，但是吸收量甚少。
二、海洋中磷的存在形式
海洋中的磷分无机和有机两种主要存在形式。
(一)海洋中的无机磷酸盐
海洋中的无机磷酸盐又有溶解态和颗粒态之分。
水溶液中溶解无机磷酸盐(DissolvedInorganicphosphorus，DIP)存在如下平衡：
在海水和纯水中，由于离子强度不同，在相同温度下，H3PO4的三级离解常数有显著差异，在25℃时，pK1在海水中为1.6，纯水中为2.2；pK2在海水中为6.1，纯水中为7.2；pK3在海水中为8.6，纯水中为12.3。H3PO4为弱三元酸，其各种形式在水溶液中的分布受pH值控制(图4—12)。由图4—12可见，在海水(pH=8，S=33，t=20℃)中，约87％的DIP以
其中，两个或两个以上的磷酸根基团通过P—O—P键结合在一起，形成链状或环状结构。多磷酸盐仅占海水总磷含量的一小部分，它们能和多种金属阳离子形成溶解态络合物。
海洋中颗粒态无机磷酸盐(PIP)主要以磷酸盐矿物存在于海水悬浮物和海洋沉积物中。其中丰度最大的是磷灰石(apatite)，约占地壳总磷量的95％以上，磷灰石是包括人在内的各种生物体的牙齿、骨骼、鳞片等器官的主要成分。磷灰石的通式为Ca10(PO4)6X2，其中X=F-，OH-，Cl-。分子中Ca的可能取代物为Na+，K+，Ag+，Sr2+，Mn2+，
(二)海洋中的有机磷化合物
海洋中颗粒有机磷化合物(POP)指生物有机体内、有机碎屑中所含的磷。前者主要存在于海洋生物细胞原生质，例如，遗传物质核酸(DNA、RNA)、高能化合物三磷酸腺苷(ATP)、细胞膜的磷脂等等。所有生物细胞中都含有有机磷化合物，所以，磷是生物生长不可替代的必需元素。在海洋生物体中，C/P原子比为(105～125)：1，而陆地植物由于没有含磷的结构部分，C/P原子比高得多，约为800∶1。
海水中还存在溶解有机磷化合物(DOP)。在真光层内，DOP含量可能超过DIP。研究发现，某些不稳定的溶解有机磷化合物是海洋循环中十分活跃的组分。
三、海水中硅的存在形式
海水中硅主要以溶解硅酸盐和悬浮二氧化硅两种形式存在。硅酸是一种多元弱酸，在水溶液中有下列平衡：
通过0.1～0.5μm微孔滤膜，并可用硅钼黄比色法测定的低聚合度溶解硅酸等称为“活性硅酸盐”，这部分硅酸盐易于被硅藻吸收。
硅酸脱水之后转化成为十分稳定的硅石(Silica，SiO2)：
H4SiO4→SiO2＋2H2O
硅是海洋植物，特别是海洋浮游植物硅藻(Diatom)类生长必需的营养盐，硅藻吸收蛋白石(Opal，SiO2·2H2O)用以构成自身的外壳。含硅海洋生物的残体沉降到海底后，形成硅质软泥，是深海沉积物的主要组分。
4.4.2海洋中硝酸盐、磷酸盐、硅酸盐的分布与变化
一、平面变化
受生物活动、大陆径流、水文状况、沉积作用、人为活动等各种因素的影响，海洋中微量营养盐的平面分布通常表现为沿岸、河口水域的含量高于大洋，太平洋、印度洋高于大西洋。开阔大洋中高纬度海域高于低纬度海域。但有时因生物活动和水文条件的变化，在同一纬度上，也会出现较大的差异。
以磷酸盐为例，在海洋浮游植物繁盛季节，沿岸、河口水域表层海水中含量可降到很低水平(0.1μmol/dm3)。而在某些受人为活动影响显著的海区，当磷、氮等营养盐大量排入，并在水体中积累时，则可能造成水体污染，出现富营养化，甚至诱发赤潮(Redtidal)。
大洋表层水中，DIP含量远低于沿岸区域，并且，不同区域的含量存在一定差异。在热带海洋表层水中，由于生物生产量大，DIP含量低，通常仅为0.1～0.2μmol/dm3，而北大西洋和印度洋表层水中DIP含量则可达2.0μmol/dm3。总的来说，大洋表层水中DIP分布比较均匀，变化范围一般不超过0.5～1.0μmol/dm3。
大洋深层水中，由北大西洋向南，经过非洲周围海域、印度洋东部到太平洋，DIP含量平稳地增加，最终富集于北太平洋深层水中。营养要素在大洋深层水中的这种分布，与大洋深水环流和海洋中营养要素的生物循环作用有关。起源于北大西洋的低温、高盐、寡营养的表层水在格陵兰附近海域沉降，形成北大西洋深层水(NADW)，途经大西洋，进入印度洋，最后到达北太平洋。在深层水团这一运动过程中，不断地接受上层沉降颗粒物质分解释放的营养要素，故营养盐不断得以富集。图4—13是大洋2000m深处DIP的分布。由图可见，大洋2000m深处水中DIP含量由北大西洋1.2μmol/dm3逐渐升高到北太平洋的3.0μmol/dm3。不仅DIP如此，深层大洋水中，DIN和溶解硅也有类似的分布，当然不同元素的富集程度有所差异。对N和P来说，约富集2倍，而硅则富集5倍左右。这可能与海洋生物残体中含硅的硬壳组织比含N，P的软组织更快地从表层沉降到深层有关。
二、铅直分布
由图4—14可见，三种营养盐在大洋中铅直分布呈现类似的特点。
在大洋真光层，由于海洋浮游生物大量吸收营养盐，致使它们的含量都很低，有时甚至被消耗降低至分析零值。被生物摄取的N，P，Si等营养盐转化为生物颗粒有机物。生物新陈代谢过程的排泄物和死亡后的残体在向深层沉降的
过程中，由于微生物的矿化作用和氧化作用，有一部分重新转化为DIN、DIP和溶解硅酸盐，释放回水中。因而随深度的增大，其含量逐渐增大，并在某一深度达到最大值，此后不再随深度而变化。
当然，在各大洋中不同深度处，硝酸盐、磷酸盐和硅酸盐的含量有一定差异。对硝酸盐来说，表现为印度洋＞太平洋＞大西洋；磷酸盐为印度洋=太平洋＞大西洋；而硅酸盐则与前两者有较明显的不同，即太平洋和印度洋的深层水中含量比大西洋深层水高得多。
在河口、近岸地区，营养盐的铅直分布明显受生物活动、底质条件与水文状况的影响。若上下层水体交换良好，铅直含量差异较小，但是在某些水体交换不良的封闭或半封闭海区，上下层海水难以对流混合，在200米以下
加。在上升流海区，由于富含N、P的深层水的涌升，也会影响它们的铅直分布。
三、季节变化
关于海水中营养盐的季节变化，已有不少研究。结果表明，中纬度(温带)海区和近岸浅海海区的季节变化较为明显，而且与海洋浮游植物生物量的消长有明显的关系，反映了生命过程的消长(图4—15)。
海水磷酸盐的季节变化。夏季(7月)浮游植物繁盛期间，无机氮被大量消耗，加上温跃层的存在，妨碍了上下层海水的混合，它们的含量都降低到很
浮游植物繁殖速率下降，生物残体中的有机氮化合物逐步被微生物矿化分解，加上水体混合作用，其含量逐渐上升并积累起来。到冬季，表层和底层水中无机氮含量都达到最大值。春季，浮游植物生长又开始
仍保持一定含量。
对比图4—16和4—17，可以看出，英吉利海峡海水中磷酸盐的季节变化规律与无机氮基本类似。
硅酸盐的季节变化与磷酸盐、硝酸盐的季节变化有密切关系，但也有其特点。主要表现在海洋浮游植物繁盛季节，尽管溶解硅被大量消耗，但其在海水中的含量仍保持一定水平，而不象N、P那样可降低至分析零值(图4—18)。这是因为每年有相当大量的含硅物质由陆地径流和风带入海洋，使海水中溶解硅得以补充。有人估计，每年补充到海洋的溶解硅总量约相当于3.24×108tSiO2。其中，由河流携带入海洋的悬浮物质是决定海水中硅含量的主要因素。
4.4.3海洋中氮、磷、硅的循环
一、海洋中的氮循环
海洋中不同形式的氮化合物，在海洋生物，特别是某些特殊微生物的作用下，经历着一系列复杂的转化过程，这些过程可简要概括如图4—19。
图中各具体转化过程分别为：
1)生物固氮作用(Biologicalnitrogenfixation)：分子态氮(N2)
程；
收合成有机氮化合物，构成生物体一部分的过程；
3)硝化作用(Nitrification)：在某些微生物类群的作用下，NH3
4)硝酸盐的还原作用(Assimilatorynitratereduction)：被生物摄
5)氨化作用(Ammoniafication)：有机氮化合物经微生物分解产生
下，还原为气态氮化合物(N2或N2O)的过程。
二、海洋中的磷循环
图4—20是海洋中磷循环的示意图，图中左边是大西洋一个测站(21°12＇N，122°5＇W)的位温和磷酸盐含量的铅直剖面图，右边表示海洋中磷循环中控制磷分布的几个主要过程：
1)富含营养盐的上升流，这是真光层磷酸盐的主要来源；
2)在真光层，磷酸盐通过光合作用(photosynthesis)被快速地结合进生物体内，并向下沉降；
3)下沉的生物颗粒在底层或浅水沉积物中被分解，所产生的磷酸盐直接返回真光层，再次被生物所摄取利用；
4)在表层未被分解的部分颗粒沉降至深层，其中大部分在深层被分解，参加再循环；
5)表层和深层海水之间存在的缓慢磷交换作用；
6)少部分(5％)在深层也未被分解的颗粒磷进入海洋沉积物，海洋沉积物的磷经过漫长的地质过程最终又返回陆地，参加新一轮的磷循环。
三、海洋中硅的循环
海洋中硅的循环过程为：在春季，因浮游植物繁殖而被吸收，使海水中的硅被消耗；在夏、秋季，植物生长缓慢时，海水中的硅有一定回升；临近冬季时，生物死亡，其残体缓慢下沉，随着深层回升压力增加，有利于颗粒硅的再溶解作用，又缓慢释放出部分溶解硅。最后，未溶解的硅下沉到海底，加入硅质沉积中，经过漫长的地质年代后，可重新通过地质循环进入海洋(图4—21)。
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