海水晒盐
作为海水的一个重要物理参数，“盐度”指的是单位体积海水内溶解的矿物质（或盐）量。对于“海水中的盐从哪里来”这个问题，人类一直争论不休。古代的智者们认为在深海的海底存在着一个“盐的源泉”，海中所有的盐都是从中而来。现今，科学家们已经为我们找到了答案。现代理论认为，海水中溶解的矿物质主要来自于陆地上岩石的风化。例如石灰石、花岗岩、页岩等，都在长期的地质作用中被风化侵蚀成可溶性的矿物质。大洋中矿物质的溶解和搬运是一个极其缓慢的过程。据推测，这种过程已经进行了上百万年。除陆地作用外，还有少量矿物质来自海底火山的喷发。海底火山口喷出的高温气体含有丰富的矿物质，它们以气体的形式直接溶入水中。海水中的主要矿物质是氯化钠，即构成食盐的主要化学成分。同时，海水中还有各种各样的溶解盐，例如钙盐、镁盐、钾盐、碳酸盐、硫酸盐、溴化物等。
海水的平均盐度是35‰，即每1，000份体积的海水中，溶解有35份体积的矿物质。海洋深处，海水的盐度能保持相对恒定。但是大洋表层的海水盐度却“变化无常”。通常，任何引入淡水的过程都可以使表层海水的盐度降低。例如在多雨的温带海区，海水的盐度就相对较低；春季，两极的冰山融化，也能降低周围海水的盐度。
盐度越高浮力越大
海水的蒸发或结冰会使盐度上升。当海水结冰时，析出的盐分会被包裹在一个个“小冰泡”中，不过这只是短时间的。随后，这些盐分会突破冰的束缚，迅速溶解到周围未冻结的海水中去。这一过程解释了高低纬度海面的盐度差异：高纬度、存在冰期的海域盐度通常高于低纬度的温暖海域。由海水结冰的过程，我们可以推断出：结冰速度越快，从“小冰泡”中跑出的盐分就越少。所以，最“咸”的海通常是那些结冰缓慢的海域。另外，在一些高温、干燥的地区，也会由于海水的大量蒸发而形成高盐度海域。
北大西洋是世界上最“咸”的大洋，其平均盐度达到37.9‰。北大西洋中盐度最高的海域是位于加纳利群岛以西3，218.7千米处的藻海。藻海得名于常年覆盖于其表面的马尾藻类海草。藻海水温较高，约28℃的水温令海面蒸发率很高；同时，远离岛屿的地理位置又使该海域缺乏淡水的补给，以上两个因素是藻海高咸度的主要原因。
对于海洋中的生命来说，水温是影响其生存最重要的因素。因为水温可以对海水的其他性质参数造成影响，例如盐度、密度、气体溶解度等。这些因素的共同作用，限制了生物在大海中的分布。海洋表面的温度差异，主要由季节、纬度、深度及与海岸的距离等因素造成。据统计，大洋区的海平面平均温度为17℃。由于海水之间的热传递比较缓慢，因此在赤道或两极附近的海域中，海水的温度能基本上保持恒定。两极地区的海平面平均温度一般为2℃，而赤道地区约为27℃。
在同一片海域的不同深度中，水温也是不同的。在垂直方向，海水被分成两个温度层，两层之间有一个明显的分界线。海洋表层的水大量吸收来自太阳的热量，被加热的水在风浪的作用下与下层的海水充分混合，形成了一个大约100米厚的恒温层。在恒温层以下，就是两温度层的分界线——温跃层。温跃层出现在深度100~400米的水域，该层中水温会随着深度的增加而明显地降低。温跃层以下的海水温度更低，但是降温的梯度比较小。最终，水温会降到接近0℃。全球海洋中超过90％的水体处于温跃层以下。
温度的重要性主要体现在它对化学反应速率的影响上。不论是在有机界还是无机界，化学反应的前提都是分子间的相互碰撞。在一个温度很低的体系中，分子表现出惰性，运动速率减慢使它们相互碰撞的几率降低。而在高温体系中则截然相反，分子热运动的加剧大大增加了其相互碰撞的几率，使得化学反应更加活跃。换句话说，温度越高，化学反应就能越快地达到其速率极限。但是在有机体中，如果温度过高，分子的结构将被热量扭曲，使分子变质。简单的例子就是食物由生变熟。
温度和盐度的共同作用决定了海水的密度，即单位体积的质量。盐度越高，海水中溶解的矿物质也就越多，因此其密度越大。而温度则从另一方面影响海水的密度。温度升高，海水体积膨胀但质量保持不变。因此，水温越高，海水的密度越小。
由于高密度的水有下沉的趋势，因此密度是决定海水垂直分布的关键因素。高盐、低温的海水会渐渐下沉到水柱的底端，而淡水含量多的低盐、高温海水则“漂浮”在海面。海水因密度的不同而发生相对运动，最终会形成诸多不同密度的水层，而每一层都有其特定的密度。大体来说，海面气温降低、海水结冰或蒸发都可以使表层海水的密度升高。由于不同密度的海水不容易混合，因此不同密度层之间的相对运动不会破坏各自的性质。只有当体系吸收能量时，其中的不同密度层才会相互混合。
水的化学和物理特性
水是地球上分布最广泛的物质之一。水构成了海洋，不仅勾勒出陆地的轮廓，还是生物的主要组成成分。从某方面来讲，水分子又是一个与众不同的分子，它的特殊性质是由物理结构决定的。
水分子是由三个原子组成的化合物：两个氢原子和一个氧原子。这三个原子的结合方式，导致形成的水分子一端带有微量负电荷，另一端带有微量正电荷，因此水分子是一个极性分子。
一个水分子的带正电荷的一端会吸引另一个水分子带负电荷的一端。两个带相反电荷的水分子相互吸引，距离足够近的时候，它们之间会形成化学键，这种化学键叫做氢键。虽然这种分子间的氢键比分子内的化学键弱，可是已经足以影响水的性质了，氢键赋予了水不同寻常的特性。
水是地球上唯一的可以三种物态水分子由两个氢原子（a）和一个氧原子（b）组成。氧原子核数比氢原子大，所以分子中的电子对更靠近氧原子一端，相对来说远离氢原子一端。因此，氧原子一端带有微量负电荷δ+，氢原子一端带有微量正电荷δ+。一个水分子带微量正电荷的一端和另一个水分子带微量负电荷的一端相互吸引，两个分子间就形成氢键（c）存在的物质：固态、液态和气态。因为氢键比一般的分子键作用力要强，因此把水分子和水分子分开需要大量的能量。正是由于这个原因，水升高温度或者从一种物态变化到另一种物态，都需要吸收比其他物质更多的能量。
因为水分子彼此紧密相连，所以水的表面张力很大。表面张力是描述破坏液体表面难易程度的物理量。氢键使水形成了微弱的薄膜一样的表层，从而影响水形成波浪和水流的方式。水的表面张力也对生物造成影响，无论水流中的生物、水下生物还是水表面的生物，都受到表面张力的影响。
大气中的有些气体能够溶解在水里，例如氧气和二氧化碳，然而并不是所有的气体都能溶于水。二氧化碳比氧气更易溶解在水里，海水中常常溶有大量的二氧化碳。另外，水中的氧气含量仅仅为大气中的百分之一。水中的低含氧量能够限制水生生物的种类和数量。气体的溶解度还和温度有关。气体在低温的水中溶解度相对较大，因此，低温水溶有更多的氧气和二氧化碳。另一方面，浅水更容易溶解气体，因为浅水里，风和波浪能够把大气中的氧气和水混合在一起。此外，生长在浅水中的植物，也能够通过光合作用放出氧气。
大洋中的光照
水下环境的光照条件，决定了其中的生物种类。海水是透明的介质，但是光在其中传播时仍不断被吸收和削弱。因此，只有海洋表面的海水才能享受到阳光带来的温暖。当深度达到200米左右，可见光已经基本被吸收殆尽，200米以上的这一片“光照区”在海洋学中被称为“透光层”。透光层是海洋光合作用的生物的主要聚集区。海洋植物和单细胞生物在这里繁殖生长。
海水是透明的介质
这些生命体是海洋中植食动物的食物来源。在透光层下方深度200～500米的区域中，光线非常的微弱。这一区域的光照强度已经低于光合作用发生的临界光强，因此不存在植物和一切靠光来给养的生物，这个区域通常被叫做暮色带或弱光带。深度超过500米的海水中已经不存在任何可见光，这漆黑一片的水域叫做“无光带”。生活于无光带中的动物以上层水域沉降下的生物维持生命，或者干脆上浮到上层水域中去觅食。
尽管大洋区表层海水的光照量充足，但是生活于其中的光合作用生物总量却相对较少。造成这一现象的主要因素是营养物质的缺乏。由于大洋区远离大陆，缺少河流入海口这一持续的营养物质补给源。就营养物质的含量来说，大洋区好像陆地上的沙漠一般贫瘠。
那些富含有机物的海洋动物尸体，是很好的营养物质。然而，它们大都在重力的作用下沉到海底。对于生活在海洋表层透光区的单细胞绿色植物而言，海底的营养物质如天空中的太阳一样可望而不可企及。由于大洋底部的水温非常低，有机物的腐烂和分解过程进行得极为缓慢。尽管有些海域中存在着上升流，能将海底的营养物质带到海平面，但是这种存在上升流的区域极其罕见。在地球上大部分海域中，营养物质被长期禁锢在深深的海底。
溶解于海水中的气体成分，与大气的组成基本相同。其中占比例最大的是氮气（48％），之后依次是氧气（36％）和二氧化碳（15％）。对于海洋生物来说，海水含氧量如同光照程度一样至关重要。含氧量的多少同样决定着该体系中生物的种类。氧气在海水中的溶解度主要取决于温度和盐度，低温和低盐度有利于氧气的溶解。
深海中的氧气并不像人们想象的那样稀少，在漆黑寒冷的深渊带和超深渊带中，生活着许多呼吸氧气的生物。这一事实说明了深海中的氧气并不像人们想象的那样稀少。深海中的氧气是从哪里来的呢？这个问题的答案令人震惊——几乎全球所有深海中的氧气都来自于南北极附近的表层海水。由于南北极常年寒冷的气候，其附近海域的水温非常低。这些溶解了大量氧气的冷水逐渐下沉，为海底生命提供赖以生存的氧气。尽管深海环境中的氧气被海底生命持续地消耗，不过两极冷水下沉这一动态过程还是维持了海底水体中一定的含氧量。
表层海水中的氧气主要来自于空气和海洋植物。大气中的氧气与海面接触而溶于海水。另外，生活在透光层的植物和单细胞绿色生物也通过光合作用向海洋环境中贡献氧气。
我们的星球被大气包裹着，虽然空气的透明让我们常常忽略了它的存在，但是空气是有质量的。地球表面单位面积上的空气质量，就是我们常说的大气压。据测算，海平面上的大气压强为101.325千帕斯卡，简称为l大气压（ATM）。为了方便起见，我们常常将大气压作为压强的单位。相对于气压，海水施加给海洋生物的压力更加可怕。水压随着深度的增加而急剧增大，水深每增加10米，压力就增加一个大气压。因此，深海中生物“奇形怪状”的身体结构，其实是本身抗高压的一种进化。
光在水中的传播
光是一种能量，以波的方式进行传播。太阳光照射到地球上，是白色的。白光是由彩虹的颜色混合而成：紫色、靛青、蓝色、绿色、黄色、橙色和红色。光的颜色取决于光波的波长。可见光光谱包括人眼能看到的所有色彩，这些光的波长范围在0.4～0.8微米之间（一微米等于百万分之一米）。可见光中，紫光波长最短，而红光波长最长。
表层海水中的氧气主要来自于空气和海洋植物空气和水对光的作用不同。空气只能传播光，而水不仅能传播光，还能吸收和反射光线，这些作用取决于水的深度和容量。光能在水中传播，使得光合作用能够在水下进行。不过，可见光中，不同波长的光在水中的传播距离不尽相同。蓝光传播的距离最长，而红光传播的距离最短。正是由于这个原因，在水中没有杂质的情况下，蓝光穿透的距离最长，水就呈现出碧蓝的颜色。
光谱中红光那一端的光能够被水迅速吸收，而且红光在水中传播的距离短，只能传播15米。这就解释了为什么海洋表层海水比海洋深处海水的温度要高。绿光位于光谱的中间位置，比红光传播的距离远，不过绿光常常会被悬浮在水中的微粒反射回去。所以，如果水中悬浮颗粒物很多，比如悬浮着大量的泥土颗粒或者植物微粒，那么，这样的水往往呈现褐绿色。
海洋过程
大洋中海水的持续运动形成了诸如海浪、风、洋流、潮汐等海洋过程。海浪是海洋特有的现象，看起来像一条条由水组成的脊在海面平行移动。事实上，海水并不随浪尖移动方向运动。海浪是在水面传播的一种横波，水分子只在原地做上下的往返运动而不随波前进。海浪的运动的轨道为一个扁长的椭圆。大多情况下，海浪由海面的风引起，正所谓“无风不起浪”。由于海浪使表面海水进行垂直运动，有效地促成了表层海水的相互混合。
风推动着占海水总量近10％的表层海水沿着全球风带的方向运动
尽管海水不会沿着海浪运动的方向运动，但是在海中还是存在着水体大规模迁移的运动。海洋表层的水，以巨大的规模、相对稳定的速度，缓慢地沿着一定的方向有规律的不断地流动，称为洋流，也叫海流。洋流驱使着海水不断地在大洋中运动，时而潜入深海，时而浮出水面。由于洋流经历的路程是非常长，一个水分子可能要用近1，000年的时间才能环绕地球一次。
风推动着占海水总量近10％的表层海水沿着全球风带的方向运动。这种以风为动力的洋流叫做风海流。其中，最著名的是将赤道附近的温暖海水带向大西洋北部的墨西哥湾暖流。墨西哥湾暖流对于气候的贡献是显著的，倘若没有这个暖水的输送过程，大西洋中喜爱暖水环境的生物便不会像现在这样繁荣，而且北美东部和欧洲西部的气候也不会像现在这样温暖。风海流使得海洋表层的海水运动这种过程，有效地增加了海洋环境中的营养物质含量。在一年中的特定季节，盛行风向将一些地区例如赤道世界洋流的分布规律附近的太平洋海区、南北美洲的西海岸等地区等的表层海水向大洋中心运动。由于表层海水的流失，下层海水不得不“上泛”形成补偿流。上泛的深层海水将海底丰富的营养物质带到海面，为生活在这里的光合作用生物提供了繁衍所需的营养，并且为该区域的鱼类、贝类、海鸟等提供了丰富的食物。
与海洋表面的风海流不同，深水洋流并不依靠风力。密度的差异导致了水体之间的相互运动，这一过程就形成了深海海水的大规模运动。从前面的章节中，我们了解到密度与温度和盐度息息相关。我们把温度因素简称为“热”，把盐度因素简称为“盐”，因此海底密度流又叫做热盐循环。在两极附近，表面的海水被寒冷的空气冷却，导致密度的上升。而结冰过程令盐度增大，更加剧了密度的上升。最终，两极附近的表层海水会因为密度过大而开始下沉。尽管水体下沉的速率非常缓慢（约1.2厘米／天），但是其下沉总量却非常惊人。由两极为起点的深海密度流在水下不断地向赤道海域流动，并且最终在低纬地区上浮形成上升流。
潮汐是大量海水的规律性运动。尽管在水深较小的沿岸海域，潮汐的现象更加显著并且容易观察，但事实上潮汐作用对整个海洋都产生着影响。在深海中，由潮汐引起的海水运动不如沿岸浅水地区强烈。但是某些海底潮水的能量可以加速海底洋流的循环过程。例如，由风推动的表层暖流到达极地地区后，被极地上空的寒冷空气冷却下沉，之后又以深海洋流的方式重新向赤道方向进发。当深海流到达赤道附近时，便在深海潮汐的帮助下与上层低密度的水体混合，使得总体密度降低并重新上浮至海洋表层。
地球潮汐示意图大洋底层
海洋的底层，覆盖着大量的沉淀物。形成这些沉淀物的途径是多种多样的。陆地岩石的风化、海洋动物的残骸、海水中的化学反应、来自大气层的微粒、外太空的粒子流等等，都是海底沉积物的来源。其中由大量海洋生物尸体形成的沉积物被称为海底软泥。软泥因其形成的深度不同而拥有不同的性质，其中在3，000米以上水域形成的多为钙质软泥，而在深于3，000米的海底，硅质软泥则占主导地位。因此，如果在某片海底发现了海底软泥物质，则说明该海底上方的海域中存在着或曾经存在过海洋生命。
深海海底中的沉积物主要来源于大陆上岩石的分解
深海海底中的沉积物主要来源于大陆上岩石的分解。风化、侵蚀等作用使得大陆上的岩石分解成粉尘状的微粒，这些微粒通过风和河流的搬运作用来到海洋中。其中大部分沉积物会最终停留在水深较小的大陆架上，但是少部分会一直深入到大洋区中才开始沉降。深海海底沉积物的形成过程是极其缓慢的，其厚度平均每1，000年增长1厘米。而在大陆架上，由于沉淀来源丰富，其沉积速度相对较快一些，大约是每1，000年增加50厘米。
在大洋中的不毛之地——深渊区的海底上，覆盖着一层薄薄的沉积物。这层沉积物的学名叫海底黏土。由于深度的原因，海底黏土的沉积速度缓慢到每1，000年只增加1毫米的程度。海底黏土的质地极其细腻，由于组成微粒过于细小，这种红棕色的黏土触感类似柔软的黄油。通常，若某海域的海底存在较厚的深海黏土，那么可以断定该海域中海洋生命的数量非常少，抑或是由于该地区海水深度实在太深，生物残骸形成的沉淀物在沉降的过程中就已经完全溶解。深海黏土在太平洋的深海海底上有着广泛的分布。
在大洋深处的海底，常常出现长达数百千米的镁结核分布区。虽然深海镁结核的形成机理至今也没有明确的答案，但是科学家们断定它们是某种深海化学反应的产物。也有一些学派推测镁结核的形成与海底热泉有关。从热泉喷口中喷涌而出的热水富含矿物质，也许是它们通过某种未知的机制凝结成了海底镁结核。
独特的海洋环境
大体来说，大洋区是一个生命贫瘠的地带，但是其中也不乏一些具有独特性质的深海环境。这些独特的环境犹如大洋中的绿洲，虽然许多只有足球场大小，但是这些“海洋绿洲”中生活着的生命数量却百倍于它们周围的普通深海。通常，这些生命繁荣的海域间存在着一些共同点。例如，在这些绿洲海域的海底，常常存在着特殊的地质结构而使正常的深海水流发生了改变。扭曲的深海流常常使某片海底形成集中的沉淀区，或上升流区。深海流的作用深深地影响了该区域的种群结构。沉淀集中的区域是深海穴居生物的天堂，而上升流从海底带来的大量营养物质更为浅水居住者们提供了丰富的食物。通常，这些“海底绿洲”出现在深海热泉、海底山脉或深水珊瑚礁等特殊海底结构的附近。
海底热泉系统最显著的标志是一个类似烟囱一样的热水喷口——烟柱（a），从烟柱中不断地喷涌出富含硫化氢的热水（b）。热泉喷口附近生存的生物多种多样，其中包括管蠕虫（c）、巨人蚌（d）、巨型蛤蜊（e）、深海蟹（f）以及视力已经退化的短尾蟹（g）在一些存在地质活动的海床（如海底火山区、大洋扩张区）周围，会形成一些地热喷口。1977年，科学家在加拉帕戈斯群岛附近找到了第一个地热喷口。随后，数以百计的类似结构被一一探明位置。在中洋脊和其他一些地质活动频繁的地区，炽热的岩浆逐渐向海床表面涌动。在这些地区的海床上，海水会渗入地壳的裂缝中，直至最终被裂缝底部的岩石所阻挡。这些岩石与其下方的岩浆紧密接触，温度非常高。在海水下渗的过程中，裂缝中高浓度的硫化氢以及一些其他矿物质会大量进入水中。最终这些富含矿物质的海水会被裂缝底部的热岩石加热到约380℃。高温使水体积急剧膨胀并重新由裂缝中喷出，这一过程就形成了深海热泉。尽管水的正常沸点是100℃，但是深海热泉中喷出的水却因深海强大的水压而并没有沸腾。这是因为液体的沸点会随着压力的升高而升高，海底强大的水压使得水的沸点大大升高，以至在380℃的高温下仍能保持液态。
从喷口中涌出的过热海水与大洋中寒冷的水接触时会急剧冷却。因此，溶解在过热水中的矿物质会大量析出，而围绕着喷口形成形状如烟囱一般的沉积层，叫做烟柱。喷口周围的“烟囱”沉积速度非常快，通常，这些烟柱的高度每天可以增长约30厘米。最后，烟柱由于沉积得太高而在其自身重力的作用下倒塌，并从喷口周围开始新一轮的沉积。“烟囱”结构的一般高度在10~20米，不过其中有一个叫做“哥斯拉”的海底烟柱居然有15层楼约50米那么高；其喷口直径更是达到了惊人的12米。地热喷口的寿命很短，不过当一个喷口寿终正寝后，常常会有新的喷口生成。
海底黑烟囱示意图在海底热泉的海水中，常常溶解有硫化氢。硫化氢是一种具有臭鸡蛋气味的剧毒化学物质，对于大多数生物体来说，它的毒性不亚于氰化物。除硫化氢外，热泉海水中还存在着诸如铁、锌、铜等重金属离子，如果含量大到一定程度，这些金属离子也具有毒性。尽管环境中存在着以上这些有毒的化学物质，热泉系统却依然生机勃勃。实际上，正是有毒的硫化氢为喷口周围的生命提供着生存所需的能量。海底的一些细菌从硫化氢的化学反应中获得能量，而这些细菌则是海底热泉系统食物链的开端。
与地热喷口类似的海底环境中容易形成碳氢化合物的沉积区。例如在大陆坡上会有少量石油、甲烷和硫化氢等沉淀渗入海底沉积物中。在水深较大的地区，由于温度很低，甲烷会开始冻结而形成水合甲烷固体，有些文献又把它称为可燃冰。在这些类热泉生态系统中，沉积于海底的碳氢化合物和硫化氢为化能细菌们提供了充足的食物。
除热泉系统外，海底山脉也是一种富饶的海底环境。海底山是海底火山的一种，它们多出现于地理活动频繁的板块边缘地带。另外，存在于板块内的岩浆包也能形成海底山。海底山在形态和结构上都近似于陆地上的火山。它们都存在着基岩外露、山谷、火山具有的沉淀积累层等特点。大部分海底山是仍能喷出岩浆的活火山，此外也有一些休眠火山。在阿拉斯加湾附近海域，就存在着一个海底山脉区，其中最高的一座休眠火山高达3，000米。
海底山脉
首个被发现的海底山是戴维森山，它位于美国加利福尼亚州蒙特里城的西南方向193.1千米的海底。该山形成于1，200万年前，现已沉寂的戴维森山由斑驳的火山岩构成，它的顶部覆盖着一层已经沉积多年的火山灰。戴维森山是美国海域最大的海底山水生系统，其周围的水域承载着大量的海洋生命，其中包括相当数量的抹香鲸和信天翁。
一般来说，珊瑚礁多形成于水深较小的热带海区，不过在某些深海中也存在着一些冷水珊瑚礁。与热带海区的珊瑚礁不同，深海珊瑚礁基本不需要光照条件。深海珊瑚动物和数种海绵在海底组成了密实的泥隆堆。这些隆堆能有效锁住海洋中的沉淀物，为周围海域提供了适合鱼类和无脊椎动物生活的环境。
1998年，科学家们在苏格兰海岸线西北的海床上发现了数百个泥隆堆。这片被命名为“达尔文之丘”的海底丘陵带为深海珊瑚虫和海绵提供了肥沃的附着基。该丘陵带的平均水深为1，000米，占地50平方千米。其中每个隆堆高约5米，宽约100米。隆堆的形状类似一个逗号，主体为圆形，并有一个向西南方向伸出的近百米长的水滴形“尾巴”。与本小节介绍的其他深海环境一样，海底泥隆堆也是一种独特的海底结构。
海底泥隆堆也是一种独特的海底结构
1999年，美国南佛罗里达大学的科学家们在佛罗里达西海岸的一座水底岛屿——普雷山脊处发现了一种珊瑚礁。直到2004年，科学家们才确定了这一发现的真实性。这一发现之所以令人震惊，主要是因为它是地球上唯一生活在深海却仍能进行光合作用的珊瑚礁。
大洋区是地球上最大的生物栖息地，但是人类对其的探索和理解至今仍非常有限。通过对海洋表层海水和浅水海域的研究，我们获得了大量关于海洋中物理和化学条件的知识，同时也了解了许多海洋生命的生活习性。但是，在对更辽阔和更遥远海域探索所遇到的种种困难，阻碍了人类前进的脚步，使得大洋区仍然是人类科学版图上的一块空白。
深海的海底从大陆坡的急剧下降处开始。在大陆坡的底端，常存在着由沉淀物累积而成的一个小上升坡，叫做大陆隆。大陆隆更远处的海床主要由深海平原组成，广阔的深海平原上常常出现深海丘陵或者海底山。海盆的中央被中洋脊分开，中洋脊是一条环绕全球的海底火山地震带，它肩负着生成新的地壳的任务。
与对待大洋中的其他环境一样，我们用盐度、温度、密度、光照、压力、洋流、波浪、潮汐等因素的特性来描述深水环境。盐度与温度协同作用，决定了海水的密度。两极寒冷而高盐的海水由于密度大而下沉进入深海，并且在海底向赤道方向运动。通过这种下沉过程，冷水把溶解于其中的氧气逐渐带向深海，使得海中各个深度都有生物的存在。同时，这种下沉过程也引发了全球海洋中的热盐循环过程。在大洋表层，海水在风力的推动下形成了风海流，表面洋流的运动使得表面的海水得到充分的混合。
大洋区的大部分水域是阴暗而寒冷的。通常，阳光只能照亮表层约200米的水域，这样的光照区只占整个海洋总量的一小部分。在表层的光照区中，生活着依靠光合作用提供能量的植物和单细胞绿色生物，它们是海洋食物链的开端。生活在透光层以下的生物，需要上浮到透光层中觅食，或者等待食物从透光层中沉降下来。死亡的植物或动物会逐渐下沉到海底。尽管这些生物的尸体对海洋表层植物来说是良好的营养物质，不过它们常常会下沉到植物们难以企及的深度并且沉积下来，只有偶尔出现的海底上升流才能将这些营养物质带回到海洋表面，使得它们不至于彻底从海洋生态系统中流失。
一些位于深海的特殊海洋环境中，孕育着数量丰富的生命。地热喷口和碳氢化物的沉积使得硫化氢和甲烷的化学物质进入该区域的海水中。一些特定的海底细菌可以将蕴涵于这些物质中的化学能转化为生存所需的能量，并支撑起了这个地区的食物链。海底山、深水珊瑚礁和海底丘陵同样是海底生命的聚集地，珊瑚虫、蛤蜊、虾和蠕虫等生物，都喜欢在这样的环境定居。
生物的王国
地球上有数百万种不同的生物。为了研究它们，被称为分类学家的科学家们根据这些生物的特征，将它们进行了分类。历史上第一位分类学家是瑞典科学家林奈，他把所有的生物划分为两个极其庞大的类型——植物界和动物界。19世纪中叶，除这两大领域之外，生物学家们还新定义并添加了原生生物界、微生物界和真菌界。当日新月异的显微镜技术使分类学家可以继续分辨微型生物体的特征之后，他们又从原生生物界中分离出原核生物界。直至1969年，一个由原核生物界（如细菌）、原生生物界、真菌界、动物界和植物界组成的五界分类系统才建立起来。这个五界分类系统在今天仍然被很多人沿用着，但现在，大部分科学家选择将原核生物界又分为两大组别，即古细菌界和真菌界。
海洋浮游生物
原核生物是地球上最小的生命体，它们的细胞结构比其他生物简单得多。原核生物无法自己制造食物，例如埃希氏大肠杆菌和炭疽芽孢杆菌。能够进行光合作用的原核生物有蓝藻等，鱼腥藻近缘种和脆瘦鞘丝藻等生物都是典型的蓝藻。六界分类系统中的真菌界，包含那些生活在水、土壤和其他生物体中的最常见的原核生物。古细菌是地热泉和超盐湖床等极端环境中的“居民”。
另一个单细胞生物领域是原生生物界，例如变形虫、裸藻和硅藻。与原核生物不同的是，原生生物的个头比较巨大，它们复杂的细胞在结构上与多细胞生物的细胞很接近。原生生物界成员的活动性、大小、形状和摄食策略随种类不同而变化多样。一些是自养性营养，一些是异养性营养，其余的则是兼养性生物。兼养性营养的生物既可以自己制造食物，又可以以其他生物为食，这种选择的变化主要取决于它们所处的环境条件的优劣。
真菌界主要包含多细胞有机体，如霉菌，但其中也有很少一部分单细胞成员，如酵母菌。真菌不能四处移动。由于它们不含叶绿素，所以无法合成自己的食物。它们都是异养性生物，通过在食物上分泌消化酶来进行消化，从而
最后，是由多细胞生物组成的植物界和动物界。植物界的生物，例如海藻、树木和蒲公英等都不能移动，但它们可以通过将太阳能转化为简单的碳化合物来获得自己的食物。所以，植物都是自养性生物。鱼、鲸和人类等动物都是异养性生物，它们无法合成自身所需的物质，所以必须主动去搜寻各自的食物。
海水的组成
英国化学家W·迪特玛于1872~1876年随“挑战者”号进行环球考察时，在对各个海域的海水进行了全面测定与比较后认为，不同海域的海水总体上讲其成分是基本相同的，构成也是相对稳定的。但是，由于不同海域海水的温度、盐度、蒸发量与降水量等存在一定差异，因而其构成成分有可能出现某些微小的差别。
海水的主要理化特性
表层水与底层水的水温差异全球海洋中海水温度的变化幅度大致在-2℃～33℃之间。其中，表层海水的水温变化幅度最大，大约是在-2℃～33℃之间；而底层水的水温变化幅度较小，通常多维持在0℃～6℃范围内。
表层水温度最高的区域为北纬5°～10°海域，该海域的部分海区，如波斯湾，夏季的表层水温有时可高达33℃，岸边浅水域的表层水温有时甚至能达到36℃。表层水温最低海域为南极海域，其中威德尔海的长年水温一般都低于0℃，最低时为-2℃。北冰洋是全球纬度最高的海域，大约有2／3的海域表层长年冰冻，其余的海面大多也漂浮着冰山及浮冰，整个北冰洋中仅有巴伦支海由于受北大西洋暖流的影响所以长年不结冰。北冰洋从海面到100～225米深的表层水长年水温一般都在-1℃～-1.7℃之间，从100～225米到600～900米之间的中层水，由于受北大西洋暖流的影响，水温多保持在0℃～1℃之间。北冰洋沿岸地区大多为冻土地带，永冻层厚度一般都可达数百米。
表层水温季节变化幅度最大的是中纬度海域，一年之中最高水温有可能达到30℃，而最低水温则可能低于0℃，年水温差可超过30℃。而赤道海域和极地海域水温的季节变化幅度都比较小，年水温差一般很少能超过10℃。
底层水占海水总量的75％以上，其水温长年多维持在0℃～6℃之间，其中，有大约50％左右的深层水长年水温仅有1.3℃～3.8℃，只有极个别的海域底层水温会低至0℃。在大洋深处的海盆中，地壳的热量可以对底层水的水温产生一些影响，但至多也只能使底层的水温上升0.5℃左右。
温跃层
大洋中的海水，温度垂直分布存在着典型的三层式结构。
上层为混合层。其厚度大约在20～200米，不同海域厚度不同。混合层上下温度比较均匀，但表层温度存在比较明显的昼夜变化与季节变化。
中层为温跃层。在温跃层内，随水深的变化海水温度急剧下降。温跃层在不同海区分布深度不同。在南北信风带海域，温跃层多出现在200米左右水层，在长日照海域，昼夜温跃层多出现在6～10米水层，而季节温跃层多出现在30～100米水层。温跃层的厚度一般都不太厚，通常只有几米至几十米，但其温度变化幅度却非常大，在低纬度海域可以从20℃～30℃急剧下降为3℃～6℃。
温跃层并不是在所有的海域都存在，高纬度海域由于表层水温长年都比较低，与底层水的水温差别不是太大，因而很少出现温跃层。
海水体温度分层示意图底层为低温层。在大洋深水区以底层水的厚度最大，温度变化幅度也最小。大洋底层水的温度一般都保持在0℃～6℃范围，即使是热带海域，1500米以下的水温也很少能超过3℃。但水温低于0℃的底层水分布区域也不是很多。
温跃层的成因
温跃层的形成原因大致上有三种。一种是随寒流携入的低温水，由于比重较大，会下沉至高温水的下部，形成较为稳定的低温水团，在冷水团与其上方暖水团的界面处存在较大的水温差，可形成稳定的温跃层。第二种是季节温跃层的形成，即表层海水受季节性气温的影响水温升高，由此而形成的暖水团，因密度变小而稳定存在于其下方温度较低的水团之上，两个水团的界面海水密度计处存在较大的温差，形成季节温跃层。季节温跃层一般多生成于中纬度海域。第三种是昼夜温跃层的形成，由于表层海水白天受太阳光辐射的影响水温升高，形成的暖水层，也可稳定存在于其下方温度相对较低的水层之上，两个水层的界面处形成昼夜温跃层。昼夜温跃层一般多生成在比较浅的水层中，而且不太稳定。
影响海水密度的主要因素
海水密度是指每单位体积海水的质量，常用单位为“克／立方厘米”或“克／毫升”。人们习惯上常将海水密度称为海水比重，一般多用海水比重计进行测量。海水的平均密度一般多在1.025～1.028克／毫升之间。
海水密度主要受盐度、温度和压力的影响，在其他两个因素不变的情况下，盐度上升则密度增大，温度上升则密度减少，压力增加则密度增大。
海水的密度由于海域的不同、深度的不同以及水温和盐度等的不同而各不相同。一般地讲，沿岸水比外海水的密度低，表层水比底层水的密度低。这是因为沿岸海水由于受气温、大陆径流、降水等气候因素的影响，密度变化较大，而且其密度一般都低于海水的平均密度；而大洋深层的海水因水温低、压力大，其密度一般都高于海水的平均密度。降水能使海洋表面的海水盐度降低，再加上太阳的辐射还能提高表层海水的温度，这也是为什么海洋表层水比深层水密度小的原因。此外，深层水的压力比表层水大，压力也会造成深层海水的密度增大。全球海洋中以南极海域的海水密度最大，这不仅是因为其水温低，而且因该海域海水容易结冰，海水在结冰时会释出部分盐分，致使该海域的盐度随之增高，密度变大。
纯水在4℃时密度最大，为1克／毫升。而海水密度最大时的水温却与其盐度有关。例如：盐度18的海水在0.12℃时密度最大，盐度35的海水则在-3.52℃时密度最大。海水结冰后体积约增加9％，密度也相应减少9％。
密度跃层
海水的密度跃层一般都是在海洋中两个密度不同的水团界面处形成的。例如，当表层海水因大量蒸发而导致盐度增加，致使其密度增大时，或者因温度降低而导致其密度增大时，一旦密度大于其下层水团，即开始下沉，直至抵达密度相同的水层后才停止下沉并四下散开。这种因密度大的海水不断下沉，密度小的海水不断上升的海水运动，可促使海水不停地进行垂直交换，形成上升流与下降流，最终有可能形成上下两个密度相对稳定的水层。在两个水层的界面处往往存在着较大的密度差，形成密度跃层。在密度跃层内，随水深的变化，海水密度急剧增大。此外，某些陆间海如果周围有较多的河流注入，河流携入的大量淡水因密度小于海水而浮于海水表层之上，久而久之即可形成两个密度不同的水团，上层水团盐度低密度小，下层水团则盐度高密度大，由此而形成的密度跃层一般都比较稳定，黑海即属于这种类型。
温跃层也属于密度跃层的一种。
盐度是指海水中溶解的无机盐数量，常以其含量的千分值（‰）来表达。例如：海水中含盐量为30‰，则称其盐度为30；含盐量为35‰，则称其盐度为35。
盐度计全球海洋中海水平均盐度为35，各海域略有不同。其中大洋水的盐度较高，在33～37.5之间；近岸水域由于受降水和大陆径流等的影响较大，盐度要低些，并且不同海区间的差别较大。
全球各大洋中，以北大西洋亚热带海域盐度最高，约为37.5；北冰洋盐度最低，为31～32。盐度最高的海为红海和波斯湾，正常情况下为40～42；盐度最低的海为波罗的海，中部海域的海水盐度通常在6～8之间，而北部和东部海域的海水盐度只有2，几乎与淡水等同。波罗的海四面皆为陆地所包围，仅西侧有3条又窄又浅的海峡与大西洋连通，与外海的水交换量不大，加上流入该海的河流有250条之多，平均每年注入的淡水多达472立方千米，并且当地气候凉湿，蒸发量少，这些因素的共同影响造成了其海水盐度极低。此外，黑海的盐度通常也只有18左右，基本上为半咸水。
海水盐度的测量
海水盐度的测量，过去通常多使用比重计来测量其比重，或者用化学分析方法测量其氯度（即氯离子含量的千分值），然后再换算成盐度。换算方程式较多，有简有繁，比较常用为：
盐度=（比重-1）×1305
盐度=氯度×1.8066
现在虽然有了专门用于测量盐度的仪器，如折射式盐度计、电导仪等，但通过测量比重再进行换算的方法，仍是经常使用的方法。
海水、淡水与半咸水的区分
盐度1被作为界定淡水与海水的分界点，通常将盐度低于1的水界定为淡水，高于17为海水，1～17之间的称为半咸水。
顾名思义，海水的透明度是指海水的透明程度。影响海水透明度的因素主要是海水中的浮游生物以及其他颗粒状悬浮物的多少，因而透明度也被作为表达海水质量的指标之一。正常海水的透明度一般都在几米至几十米范围，近岸水域由于受风浪及河流携带泥沙等的影响，海水中颗粒悬浮物较多，因而透明度大多只有几米。越向外海悬浮物越少，透明度越高。外海水的透明度一般都在十几米至几十米，而大洋水的透明度大多为几十米。
我国渤海的海水透明度一般仅3～5米，黄海约3～15米，东海的外海约25～30米。全球各大洋中以马尾藻海的透明度最大，最高时可达72米，这是因为该海远离大陆，处于大洋的环抱之中，除了漂浮有马尾藻等大型海藻外，浮游生物及颗粒悬浮物非常少，因而其透明度要比其他海域高。
海水透明度的测量方法
测量海水透明度的经典方法是用透明度板：将一个直径30厘米的白色圆盘——透明度板（也称塞克板）系于测深绳上，再平放至海水中，由重锤带其缓慢下沉，在水面上垂直向下观察，当透明度板下沉至刚刚看不到时的水深，即为该处海水的透明度值（常以米为单位计量）。
随着测量技术的进步，现在人们也可以用带有光电管的测量仪器，如光束透射计等来测量海水透明度，因而其测量也将变得更加准确快捷。
测量海水透明度大海是蔚蓝的，这是人们对海洋的第一印象。水是无色透明的，而海水为什么会是蔚蓝色的呢？究其原因，主要是由于海水对阳光中不同单色光的散射结果。海水对阳光中波长较长的红光与橙光吸收多而散射少，而对蓝光则吸收少而散射多，因而人们看起来大海与天空一样都是蔚蓝的。其实大海也并不总是蔚蓝的，特别是近岸的海水，更多的时候是呈现蓝绿色、黄绿色，甚至是棕黄色。
海水之所以会呈现不同的颜色，主要由海水的光学性质以及海水中颗粒状悬浮物的颜色与多少等因素所决定。在热带的大洋中，海水是洁净的，水深且颗粒悬浮物很少，因而在阳光照耀下海水总是湛蓝湛蓝的。若海水中悬浮有泥沙等颗粒物，由于泥沙呈棕黄色乃至黑褐色，根据含泥沙量的不同，海水可呈现黄色、棕黄色乃至褐色等不同颜色。当海水中生存有大量的浮游微藻类，由于微藻的种类及其色泽不同，海水可呈现绿色、黄绿色、黄褐色、棕红色，甚至是红色。人们常说的赤潮，就是由于水中含有大量赤潮生物而使海水呈现红色（或黄褐色），赤潮也是因此而得名的。此外，海水的颜色还要受天空中的云层高度、云层色泽、光照强度、太阳高度等因素的影响。例如，当天空晴朗时海水本来还是十分悦目的蔚蓝色，一旦阴云密布海水会立即变为昏暗的墨绿色。
海水水色的测定一般多使用透明度板和水色计。在阳光不能直接照射处将透明度板下沉至透明度一半的深度，由水面上垂直观察透明度板白盘所显示的颜色即为该处海水的水色。水色级别的确定还需要用水色计进行比较，与水色计中系列标准水色管的色泽最接近的色级就是该处海水的水色级别。
水色计是由22支长10厘米、直径8毫米，内封装“弗莱尔水色标准液”的无色玻璃管组成。标准液是由精制的蓝、黄、褐3色溶液按不同比例配置而成，由蓝色逐渐过渡到褐色共分为21个色级，1号为蓝色，21号为褐色；中间则依次为深浅不同的天蓝色、蓝绿色、绿色、黄绿色、黄色、棕黄色、黄褐色、红褐色、棕褐色等，按色泽变化深浅程度依次排列。
海水的冰点
海水开始冻结的温度称为海水的冰点。海水的冰点随盐度及水深的改变而改变，盐度增高冰点降低，水深增加冰点海面的上浮冰
下降。例如：在正常压力下，盐度5的海水冰点为-0.275℃，盐度15的海水冰点为-0.81℃，盐度25的海水冰点为-1.36℃，盐度33的海水冰点为-1.81℃，盐度35的海水冰点为-1.92℃。海水深度每增加100米，冰点下降-0.08℃。
海水的酸碱度（pH值）
海水的酸碱度又称海水pH值。海水中由于含有较多的碱性元素，如钠、钙、镁等，因而正常情况下呈弱碱性，pH值大约为8.1。
溶解氧
海水中氧气的含量大约在4.6～7.5毫克／升的范围。其含氧量受水温及压力影响较大，水温升高则含氧量减少，压力增大含氧量也减少。由于全球的海洋是相互沟通的，因此自然状态下很黑海少存在不含氧的水团。但黑海却是个例外，其200米以下的水层中几乎不含氧。黑海由于有几条大河注入，表层水的盐度很低，海水几乎不存在垂直对流的现象，因此表层水中溶解的氧很难到达底层，加上黑海与其他海的沟通又不是特别顺畅，因而底层水极度缺氧。在缺氧的情况下，底层中的嗜硫菌将硫酸盐分解为硫化氢，致使其底层海水略呈黑色。黑海也由此而得名。
海水中光的传播和
声音的传播在热带海域，照射到海面上的太阳光大约有10％被反射，90％被海水吸收。而在极地海域，因为冰层的反光率高，大约有60％～80％的阳光被反射，只有20％～40％被海水吸收。全球海洋的平均吸光率约65％。
海水对不同波长的光吸收率不同。有人曾用洁净的海水做过实验，将不同波长的单色光透过1米厚的海水层，结果波长675纳米的红光被吸收30.7％，波长450～475纳米的蓝光被吸收1.8％～1.9％，波长400纳米的紫光被吸收4.0％，由此可见，海水对蓝光的吸收率最低，而对波长大于或小于蓝光的其他色光的吸收率都高于蓝光。
太阳光照射到海面后，除了约35％被反射外，其余的均被海水吸收。在洁净的大洋水中，红光透过5米水层后被吸收20％，透过10米水层后被吸收99.5％，透射率仅0.5％；而蓝光透过60米水层后才有80％被吸收。透过140～150米水层后大约99％被吸收。照射到海面的阳光，在海洋表面1米的水层中大约有60％被吸收，透过10米水层后有80％被吸收，能透射到10米以下水层的光主要是蓝绿光。在洁净的大洋水中，蓝绿光的穿透深度可达数百米，至800米的水层还能发现极其微弱的蓝绿光，1000米水层只有依靠仪器才能记录到光的存在，1000米以下的水层则基本上是一片黑暗，只有用非常灵敏的仪器才能测到缕缕微光。
根据海水中的光照以及动植物的分布，可将大洋水垂直划分为3个不同的区：
洋面区，也称优光区，其分布水深通常在0～200米范围内，该水层中有一定的光线透过，浮游植物、浮游动物、鱼类等海洋生物在这里生活。洋面区的上层可以为浮游植物的生长提供足够光照，该水层也被称为光亮带。
中层区，也称弱光区，其分布水深约200～1，000米，海水中仅有极其微弱的光线透过，因而浮游植物已不能生存，水层中只有鱼类、虾以及头足类等动物。
深层区，也称无光区，分布水深通常在1，000米以下。其中，1，000～4，000米的水层也称海洋曙光区，只有用非常灵敏的仪器才能测到缕缕微光；4，000～6，000米水层为深渊区，6，000米以下水层为洋底区，这两个区均为完全黑暗的无光地带。
海水传播声音的能力比空气强。声音在空气中的传播速度大约为340米／秒，而在海水中的传播速度大约为1，500米／秒，传播速度比空气快4倍。声音在海水中的传播距离也要比空气中远得多，美国哥伦比亚大学的调查船“维玛”号于1960年所记录到的最大传播距离为1.2万海里，折合为2万千米。
声音在海水中的传播速度与海水的盐度、温度、水深（压力）有关。据研究，海水的含盐量每增加1‰，声音的传播速度就增加1.4米/秒；温度每增高1℃，传播速度就增加3.1米/秒；深度每增加10米，声音的传播速度就增加0.2米／秒。
《中华人民共和国海水水质标准》于1982年8月1日起开始实施。按照海水用途的不同将海水水质分为3类：第一类适用于进行海洋生物资源保护、建立海上自然保护区以及人类的安全利用；第二类适用于建立海水浴场和风景游览区；第三类适用于一般工业用水、港口水域和海洋开发作业区等。
北极海域由于水温低，海水密度大，加之海水在大量结冰的过程中还会释出一部分盐，使海水的盐度增高，密度进一步增大，由此而形成的高密度海水将不断地下沉。当其沉降至海底后，还会沿着海底斜坡向更深处缓慢流动，最终可抵达水深更深的低纬度海域的海底，并逐渐取代该区域原有的底层水。由于该现象在极地海域长年累月不间断地进行着，久而久之就形成了全球各大洋中的深层与底层几乎全都被冷水团所占据，其上层为密度相对较低的水层，上层与深层之间存在密度跃层这样一种稳定的分布格局。
海冰是咸水冰还是淡水冰海冰是海洋中各种类型冰的总称，包括海水冰与淡水冰两大类。淡水冰主要是大陆冰川断裂后进入海洋或者陆地河川流入海洋时冻结而形成的；海水冰则是海水在临界冻结温度下冻结形成的。海水冰也是由淡水冰晶构成的，不同之处是在冻结过程中冰晶之间还存留有少量的浓盐水，因而海水冰的密度（比重）要比淡水冰大些，并且其密度还与其含盐量有关。新冻结的海水冰密度一般为0.85～0.94，盐度通常在3～25之间。冻结时的温度越低，结冰速度越快，海水冰的含盐量越高。海水在冻结过程中总要释出一些盐分，因而其含盐量总是低于结冰时海水的盐度。初期海水冰中浓盐水的比例占2％～10％，但由于浓盐水的比重大，随着时间的推移，冰晶间的浓盐水会因重力作用而逐渐向下沉降，最终可渗出冰外。冰龄越长含盐越少。通常冰龄在1年以上的海水冰，盐水大部分都可以释出冰外，因含盐量很低，融化后甚至可以直接饮用。
南极冰盖和陆架冰川
整个南极大陆几乎都覆盖着一层厚厚的冰盖，南极大陆的平均海拔高度为2，300米，而冰盖的平均厚度竟达2，200米，冰盖的最厚处超过5，000米。南极大陆总面积1，410万平方千米，大约只有65万平方千米夏季无冰雪，不足南极大陆总面积的5.4％。此外，南极大陆周围还存在着广阔的陆架冰川。仅著名的罗斯陆架冰川面积就接近60万平方千米，超过法国的国土面积。南极陆架冰川漂浮于海面上，厚度约2～50米。
南极冰川全世界的恒冰约有95％分布在南极，储藏量大约为3500万立方千米，占全世界淡水总资源的90％以上。
格陵兰冰川
格陵兰冰川面积约165万平方千米，大约占全岛面积的90％，冰层的最大厚度1，860米，边缘厚度约45米，平均厚度300米，储冰量约54万立方千米。
海上冰山有人推算，假如覆盖南极的冰盖与陆架冰川和覆盖格陵兰的冰川全部融化，则全球的海平面有可能升高100米。但是，由于冰层融化后该地区陆地的负荷减轻，而海洋海底的负荷增大，有可能导致陆地升高而海底下降，因此海平面的上升幅度可能要比上述值略小些。
海洋中的冰山是由南极的大陆冰盖、陆架冰川或者格陵兰等地的大陆冰川边缘断裂后漂浮于海上而形成的。这种冰山主要是由淡水冰构成，其厚度一般都在数十米至数百米。而由海水冻结的海水冰，其厚度一般不超过3米。
全球每年大约可形成1.2～1.5万个冰山。但是却没有人能够准确地统计出全球的冰山数量，以及其数量是在增加还是在减少。因为新的冰山每时每刻都在不断地形成，而旧的冰山也在漂浮中逐渐崩裂、消融。全球气候变暖可导致冰山形成的数量增加，但也将加速冰山的消融，究竟可使冰山的数量增多还是减少，短期内南极冰山还难以作出定论。有报道说，南极海域漂浮的冰山数量大约有22万个，但这个数字是否准确却是难以核实的。
海洋中的冰山能漂浮多久，很难一概而论。这不仅要看其体积的大小，还要看其周围环境温度的高低。根据目前所掌握的资料，海洋冰山一般都可以存在2年之久。
南北两半球的冰山有什么不同南北两半球海洋冰山由于成因不同，外形也明显不同。南半球的冰山大多是由大陆冰盖边缘或陆架冰川边缘断裂而形成的，而北半球的冰山大多是由大陆冰川的断块形成的。由于南极地区气候严寒，冰川边缘不常断裂，因而形成的冰山体积一般都比较大，而且顶部平坦，被称为平顶冰山。平顶冰山约有90％的体积浸没于海水中，只有大约10％的体积漂露在海面上，其水下高度一般为水上高度的6倍左右。北半球的冰山大部分是从格陵兰等陆地冰川边缘分离而成的，体积相对较小，冰山的形状大多为不规则的锥形，被称为锥形冰山。锥形冰山的水下高度一般只有水上高度的2倍左右，虽然其体积较小，但露出海面的部分的高度有时比平顶冰山还要高。南半球已发现的最大冰山长约350千米，宽96千米，水上高度90米；而北半球已发现的最大冰山长仅10千米，宽5千米，水上高度却超过100米。
海洋冰山能作为人类的淡水资源吗这个问题到目前为止还是个备受争议的议题。有人认为是可行的，而有人则认为是不可行的。该问题一直是在支持与反对中徘徊着，因为它不仅仅涉及资源的归属问题，还因为其运输途中存在诸多不易解决的技术难题。例如，从南极到澳大利亚的距离就有6，000余千米，到中东则长达2万千米，轮船的拖运能力、运输途中冰山会融化或消耗多少、沿途船只和钻探平台等障碍物如何规避、运输途中冰山融化会对沿途海域的环境造成什么影响，等等，至今还难以作出比较有说服力的定论。因而直至如今仍然是议论者多而试验者少。
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