海洋水是海洋中水体的总称。地球上的海洋水约占地球上水体总量的96.5%。海洋水是多种固体和气体和水溶液，水是溶剂。
海水温度
水的热力学性质
水的热力学性质决定着海水温度状况。水具有很大的热容量①它比土壤大2—3倍，比岩石大5—7倍，比空气大3000多倍。地表热能主要来自太阳辐射。海洋面积辽阔、水量多、热容量大，所以海水温度变化缓慢、变化幅度很小。来自太阳辐射的能量主要储于海洋中，它对全球气候有着显著的调节作用。
海水温度的变化
这里海水温度指海洋表面的水温，具有日变化与季节变化。海水温度的日变化，在热带为0.5—1℃，在温带为0.4℃左右，在寒带只有0.1℃，内海因受大陆影响可达2—4℃。
日变化所及深度，一般不超过30米。海水温度季节变化，在大洋中心部分很少超过1—2℃，在热带与寒带一般不超过2—3℃，温带海水温度受大气温度变化影响较大，可达5℃左右。在洋流流经的海域，水温季节变化可达5—10℃；
内海、边缘海超过15°，例如我国渤海深入内陆，又处于温带，水温季节变化大于20℃。季节变化所及深度，可达300—400米。这一层水温几乎常年不变，称为常温层。该层以下，海水温度随深度增加而降低，至3000—4000米深海，水温大致在2—3℃或更低，无论在热带或寒带，都是如此。这是因为，海水温度在2—1℃时，海水密度最大，以至两极冷水下沉到底部并缓慢地流向赤道，而赤道表层暖水流向两极，以补充极地大洋底部流出的冷水。
海水温度的分布
海水表层温度的水平分布，主要受地理纬度的制约。大洋表层年平均温度，在赤道为27℃左右，南北纬30°—40°为18℃左右，两极水域低于0℃。由于南半球海洋面积更广，北半球大陆相对集中，以致相同纬度，北半球的海水表层温度比南半球高，但底层差别不大。大洋与海的表层水温状况有所不同。大洋中心部分不受大陆影响，表层水温稳定，而内海、边缘海受大陆或所在地区气候影响显著，表层水温差异很大。例如，波斯湾、红海、既处于热带干燥气候区域，又深入大陆内部，深受大陆影响，其表层水温可达35℃，反比赤道带海洋表层水温高。海水温度垂直分布相当简单，在常温层以下，大致深度每增加1000米，温度降低1—2℃。
海水盐度
海水中的主要盐类
自然界中的水是很好的溶剂，有许多物质可以溶解于水中。海水不仅有咸味，而且还有点苦。这是因为海水中含有大量的盐类，咸味来自氯化钠，苦味来自氯化镁，这两者构成海水盐类的主要部分。其次有硫酸钙、氯化钙等。而河水中的盐类主要是碳酸盐类。
海水盐度
表层海水中溶解的盐与纯水的比率称为海水的盐度。通常以千分比（‰）为表示单位，即1000克海水中含有多少克盐类。例如，1000克海水中含有各种盐类30克，海水盐度就是30‰。
海水盐度的分布
世界大洋平均盐度是35‰，海洋表面盐度分布的基本规律是：从南北半球的回归高压带（亚热带海域）分别向两侧的高纬度和低纬度递减。赤道带的气温虽高，但降水量大于蒸发量，所以海水盐度低于平均值，约为34‰。
副热带高压带、信风带，或因气流下沉、降水少、蒸发旺盛，或因风大，海水盐度高于平均值，约为37‰。两极区域，纬度高、气温低、蒸发微弱，冰雪融化对海水起淡化作用，所以海水盐度偏低，约为32‰。大洋面积广阔，水体连续，而且不受大陆影响，海水盐度比较稳定。而邻近大陆或被大陆包围的边缘海、内海的海水盐度，因受大陆影响，变化很大。例如，介于亚、非之间的红海，处于副热带高压带，气候炎热干燥，蒸发特别旺盛，盐度高达40‰。而欧洲的波罗的海则因所处的纬度偏高，气温低、蒸发量小，又有不少河流注入，所以海水盐度很低，
只有5—10‰。我国长江口附近海水盐度不超过25‰。
洋流
洋流及其形成
洋流又称海流。这里所说的洋流指的是表层水平流。海洋中大规模海水沿着一定的方向、相对稳定的流速的水流，称为洋流。暖流通常自较低纬度流向较高纬度其温度高于流经海域水温为暖流，在海流图上以红色表示；由通常自较高纬度流向较低纬度，其温度低于流经海域的水温为寒流，在海流图上以蓝色表示。洋流形成的主要原因如下：
1.风海流 大气环流和行星风系的存在，成为大洋水体运动的主要动力。稳定的盛行风对海水产生摩擦和压力，迫使海水沿着风向移动。由盛行风引起的洋流，称为风海流或漂流。例如，南北半球的盛行西风带，风力较强，风向稳定，形成西风漂流，其规模大、流程远。
2.密度流 海水的温度和盐度不同，引起海水密度差异也可以形成洋流。例如，地中海因蒸发旺盛，盐度高、密度大，海水面降低，而大西洋的盐度比地中海低、密度小，水面比地中海高。于是，大西洋表面海水经由直布罗陀海峡流入地中海，地中海的海水由底部流入大西洋。这种因海水密度差异而形成的洋流，称为密度流。
3.补偿流 水是流动性的液体，它总是力图保持在同一个水平面上。洋流既然客观存在，当一股海水从某一海区流到另一个海区，流出海区将产生减水，流入海区将产生增水，这样，流出海区必然由另外海区海水来补偿。这种一个海区的海水流出后，由另一海区海水来补偿而形成的洋流，称为补偿流。它是风海流构成的洋流系统的重要部分，并形成洋流运动循环。例如，太平洋东部赤道海水在赤道东风吹送下向西流，形成赤道流，此时，北太平洋加利福尼亚洋流和南太平洋的秘鲁洋流前来补充，而赤道流则参加北太平洋和南太平洋洋流系统循环（见图1—64）。
此外，
地转偏向力以及大陆形状、陆地分布也参与洋流系统的形成。例如，北半球
海水运动产生向右偏，南半球向左偏；大陆形状突出，如南美洲临大西洋海岸的突出部位，迫使大西洋赤道流产生分支，使洋流的方向发生改变。
洋流的分布
1.在热带与副热带海区，北半球形成以副热带为中心的大洋环流，它呈顺时针方向流动。南半球相反。南半球东南信风和北半球
东北信风在赤道带形成东风，驱使赤道带海水由东向西流，称为赤道洋流。在太平洋，赤道流把中美洲的海水带到菲律宾东岸，受阻后分为两支：向南一支在赤道附近折向东流，成为赤道逆流的一部分，大部分向澳大利亚东岸流去，叫东澳大利亚暖流，再向高纬流去，加入西风漂流；向北一支，除一部分形成赤道逆流外，大部分沿亚洲边缘岛屿流至日本岛，称日本暖流，又称为黑潮；再向高纬流去，加入北太平洋西风漂流称为北太平洋暖流。同样，大西洋也自成一个大洋环流系统。北半球洋流系统中，以北太平洋暖流和墨西哥湾流、北大西洋暖流势力最强，影响最大。
2.北半球高纬度海区，大洋环流呈反时针方向流动。例如，北太平洋西风漂流，自西向东流，至北美大陆海岸，受大陆阻挡分为南北两支：向南一支是加利福尼亚寒流（补偿流），向北一支就是阿留申暖流。而千岛寒流（亲潮）则由北向南流，共同形成反时针方向环流。北大西洋高纬度海
区的洋流也类似这种环流。
3.印度洋北部海区，受季风影响显著。夏季盛行西南风，海水向东流，呈顺时针方向流动；冬季盛行东北风，海水向西流，呈反时针方向流动。
4.南极大陆外围，海面辽阔。在南纬40°以南广大海域，终年受强劲的西风影响，形成规模巨大的西风漂流。
洋流对地理环境与渔场及航运的影响
全球性大洋环流系统，通过寒流与暖流交换，对全球热量平衡起着巨大的作用。寒流流经的海域，低层大气变冷，气层稳定，降水稀少。南美洲秘鲁海岸的阿塔卡马沙漠、澳大利亚西岸荒漠的形成都与寒流有重要关系；暖流流经的海域，低层大气变暖，气层不稳定，降水增多。西欧
海洋性气候的形成，使地处北纬约69°北冰洋沿岸的摩尔曼斯克港冬季不结冰，都与北大西洋暖流起着巨大作用有关。陆地上的污染物通过河流带到海洋，洋流运动可将污染物带到其他海域，加速稀释、净化，但别的海域同时也受到一定的污染。
洋流对
海洋生物分布有显著影响。寒暖流交汇海域，浮游生物增多，为鱼类提供了丰富的饵料。纽芬兰、日本北海道附近海域成为世界著名的渔场，与寒暖流交汇有密切关系。秘鲁附近海域水产也相当丰富，这同本海区上升流将海水深处磷酸盐、硅酸盐带到海水上层，提供浮游生物需要，而浮游生物又为鱼类提供饵料有关。
洋流既然有一定的流向与流速，根据洋流分布规律，洋流的特点，为航海业利用，顺其流向而行。例如，北美西岸加利福尼亚洋流由北而南流，南美西岸秘鲁洋流由南往北流。但是，同样对航运又有不利的一面，迫使航船逆流而行。例如，由大西洋经直布罗陀海峡进入地中海是顺向流；反之，是逆向流。