表層水與底層水的水溫差異全球海洋中海水溫度的變化幅度大致在-2℃～33℃之間。其中，表層海水的水溫變化幅度最大，大約是在-2℃～33℃之間；而底層水的水溫變化幅度較小，通常多維持在0℃～6℃範圍內。表層水溫度最高的區域為北緯5°～10°海域，該海域的部分海區，如波斯灣，夏季的表層水溫有時可高達33℃，岸邊淺水域的表層水溫有時甚至能達到36℃。表層水溫最低海域為南極海域，其中威德爾海的長年水溫一般都低於0℃，最低時為-2℃。北冰洋是全球緯度最高的海域，大約有2/3的海域表層長年冰凍，其餘的海面大多也漂浮著冰山及浮冰，整個北冰洋中僅有巴倫支海由於受北角暖流的影響所以長年不結冰。北冰洋從海面到100～225米深的表層水長年水溫一般都在-1℃～-1.7℃之間，從100～225米到600～900米之間的中層水，由於受大西洋暖流的影響，水溫多保持在0℃～1℃之間。北冰洋沿岸地區大多為凍土地帶，永凍層厚度一般都可達數百米。表層水溫季節變化幅度最大的是中緯度海域，一年之中最高水溫有可能達到30℃，而最低水溫則可能低於0℃，年水溫差可超過30℃。而赤道海域和極地海域水溫的季節變化幅度都比較小，年水溫差一般很少能超過10℃。底層水佔海水總量的75%以上，其水溫長年多維持在0℃～6℃之間，其中，有大約50%左右的深層水長年水溫僅有1.3℃～3.8℃，只有極個別的海域底層水溫會低至0℃。在大洋深處的海盆中，地殼的熱量可以對底層水的水溫產生一些影響，但至多也只能使底層的水溫上升0.5℃左右。溫躍層大洋中的海水，溫度垂直分佈存在著典型的三層式結構。上層為混合層。其厚度大約在20～200米，不同海域厚度不同。混合層上下溫度比較均勻，但表層溫度存在比較明顯的晝夜變化與季節變化。中層為溫躍層，在溫躍層內，隨水深的變化海水溫度急劇下降。溫躍層在不同海區分佈深度不同。在南北信風帶海域，溫躍層多出現在200米左右水層在長日照海域，晝夜溫躍層多出現在6～10米水層，而季節溫躍層多出現在30～100米水層。溫躍層的厚度一般都不太厚，通常只有幾米至幾十米，但其溫度變化幅度卻非常大，在低緯度海域可以從20℃～30℃急劇下降為3℃～6℃。溫躍層並不是在所有的海域都存在，高緯度海域由於表層水溫長年都比較低，與底層水的水溫差別不是太大，因而很少出現溫躍層。底層為低溫層。在大洋深水區以底層水的厚度最大，溫度變化幅度也最小。大洋底層水的溫度一般都保持在0℃～6℃範圍，即使是熱帶海域，1500米以下的水溫也很少能超過3℃。但水溫低於0℃的底層水分佈區域也不是很多。溫躍層的成因溫躍層的形成原因大致上有3種。一種是隨寒流攜入的低溫水，由於比重較大，會下沉至高溫水的下部，形成較為穩定的低溫水團，在冷水團與其上方暖水團的介面處存在較大的水溫差，可形成穩定的溫躍層。第二種是季節溫躍層的形成，即表層海水受季節性氣溫的影響水溫升高，由此而形成的暖水團，因密度變小而穩定存在於其下方溫度較低的水團之上，兩個水團的介面處存在較大的溫差，形成季節溫躍層。季節溫躍層一般多生成於中緯度海域。第三種是晝夜溫躍層的形成，由於表層海水白天受太Sunny輻射的影響水溫升高，形成的暖水層，也可穩定存在於其下方溫度相對較低的水層之上，兩個水層的介面處形成晝夜溫躍層。晝夜溫躍層一般多生成在比較淺的水層中，而且不太穩定。影響海水密度的主要因素海水密度是指每單位體積海水的質量，常用單位為“克/立方厘米”或“克/毫升”。人們習慣上常將海水密度稱為海水比重，一般多用海水比重計進行測量。海水的平均密度一般多在1.025～1.028克/毫升之間。海水密度主要受鹽度、溫度和壓力的影響，在其他兩個因素不變的情況下，鹽度上升則密度增大，溫度上升則密度減少，壓力增加則密度增大。海水的密度由於海域的不同、深度的不同以及水溫和鹽度等的不同而各不相同。一般地講，沿岸水比外海水的密度低，表層水比底層水的密度低。這是因為沿岸海水由於受氣溫、大陸徑流、降水等氣候因素的影響，密度變化較大，而且其密度一般都低於海水的平均密度；而大洋深層的海水因水溫低、壓力大，其密度一般都高於海水的平均密度。降水能使海洋表面的海水鹽度降低，再加上太陽的輻射還能提高表層海水的溫度，這也是為什麼海洋表層水比深層水密度小的原因。此外，深層水的壓力比表層水大，壓力也會造成深層海水的密度增大。全球海洋中以南極海域的海水密度最大，這不僅是因為其水溫低，而且因該海域海水容易結冰，海水在結冰時會釋出部分鹽分，致使該海域的鹽度隨之增高，密度變大。純水在4℃時密度最大，為1克/毫升。而海水密度最大時的水溫卻與其鹽度有關。例如：鹽度18的海水在0.12℃時密度最大，鹽度35的海水則在-3.52℃時密度最大。海水結冰後體積約增加9%，密度也相應減少9%。密度躍層海水的密度躍層一般都是在海洋中兩個密度不同的水團介面處形成的。例如，當表層海水因大量蒸發而導致鹽度增加，致使其密度增大時，或者因溫度降低而導致其密度增大時，一旦密度大於其下層水團，即開始下沉，直至抵達密度相同的水層後才停止下沉並四下散開。這種因密度大的海水不斷下沉，密度小的海水不斷上升的海水運動，可促使海水不停地進行垂直交換，形成上升流與下降流，最終有可能形成上下兩個密度相對穩定的水層。在兩個水層的介面處往往存在著較大的密度差，形成密度躍層。在密度躍層內，隨水深的變化，海水密度急劇增大。此外，某些陸間海如果周圍有較多的河流注入，河流攜入的大量淡水因密度小於海水而浮於海水錶層之上，久而久之即可形成兩個密度不同的水團，上層水團鹽度低密度小，下層水團則鹽度高密度大，由此而形成的密度躍層一般都比較穩定，黑海即屬於這種型別。溫躍層也屬於密度躍層的一種。鹽度是指海水中溶解的無機鹽數量，常以其含量的千分值（‰）來表達。例如：海水中含鹽量為30‰，則稱其鹽度為30；含鹽量為35‰，則稱其鹽度為35。全球海洋中海水平均鹽度為35，各海域略有不同。其中大洋水的鹽度較高，在33～37.5之間；近岸水域由於受降水和大陸徑流等的影響較大，鹽度要低些，並且不同海區間的差別較大。全球各大洋中，以北大西洋亞熱帶海域鹽度最高，約為37.5；北冰洋鹽度最低，為31～32。鹽度最高的海為紅海和波斯灣，正常情況下為40～42；鹽度最低的海為波羅的海，中部海域的海水鹽度通常在6～8之間，而北部和東部海域的海水鹽度只有2，幾乎與淡水等同。波羅的海四面皆為陸地所包圍，僅西側有3條又窄又淺的海峽與大西洋連通，與外海的水交換量不大，加上流入該海的河流有250條之多，平均每年注入的淡水多達472立方千米，並且當地氣候涼溼，蒸發量少，這些因素的共同影響造成了其海水鹽度極低。此外，黑海的鹽度通常也只有18左右，基本上為半鹹水。海水鹽度的測量海水鹽度的測量，過去通常多使用比重計來測量其比重，或者用化學分析方法測量其氯度（即氯離子含量的千分值），然後再換算成鹽度。換算方程式較多，有簡有繁，比較常用為：鹽度=（比重-1）×鹽度=氯度×1現在雖然有了專門用於測量鹽度的儀器，如折射式鹽度計、電導儀等，但透過測量比重再進行換算的方法，仍是經常使用的方法。海水、淡水與半鹹水的區分鹽度1被作為界定淡水與海水的分界點，通常將鹽度低於1的水界定為淡水，高於17為海水，1～17之間的稱為半鹹水。顧名思義，海水的透明度是指海水的透明程度。影響海水透明度的因素主要是海水中的浮游生物以及其他顆粒狀懸浮物的多少，因而透明度也被作為表達海水質量的指標之一。正常海水的透明度一般都在幾米至幾十米範圍，近岸水域由於受風浪及河流攜帶泥沙等的影響，海水中顆粒懸浮物較多，因而透明度大多隻有幾米。越向外海懸浮物越少，透明度越高。外海水的透明度一般都在十幾米至幾十米，而大洋水的透明度大多為幾十米。中國渤海的海水透明度一般僅3～5米，黃海約3～15米，東海的外海約25～30米。全球各大洋中以馬尾藻海的透明度最大，最高時可達72米，這是因為該海遠離大陸，處於大洋的環抱之中，除了漂浮有馬尾藻等大型海藻外，浮游生物及顆粒懸浮物非常少，因而其透明度要比其他海域高。海水透明度的測量方法測量海水透明度的經典方法是用透明度板：將一個直徑30釐米的白色圓盤——透明度板（也稱塞克板）繫於測深繩上，再平放至海水中，由重錘帶其緩慢下沉，在水面上垂直向下觀察，當透明度板下沉至剛剛看不到時的水深，即為該處海水的透明度值（常以米為單位計量）。隨著測量技術的進步，現在人們也可以用帶有光電管的測量儀器，如光束透射計等來測量海水透明度，因而其測量也將變得更加準確快捷。大海是蔚藍的，這是人們對海洋的第一印象。水是無色透明的，而海水為什麼會是蔚藍色的呢？究其原因，主要是由於海水對Sunny中不同單色光的散射結果。海水對Sunny中波長較長的紅光與橙光吸收多而散射少，而對藍光則吸收少而散射多，因而人們看起來大海與天空一樣都是蔚藍的。其實大海也並不總是蔚藍的，特別是近岸的海水，更多的時候是呈現藍綠色、黃綠色，甚至是棕黃色。海水之所以會呈現不同的顏色，主要由海水的光學性質以及海水中顆粒狀懸浮物的顏色與多少等因素所決定。在熱帶的大洋中，海水是潔淨的，水深且顆粒懸浮物很少，因而在Sunny照耀下海水總是湛藍湛藍的。若海水中懸浮有泥沙等顆粒物，由於泥沙呈棕黃色乃至黑褐色，根據含泥沙量的不同，海水可呈現黃色、棕黃色乃至褐色等不同顏色。當海水中生存有大量的浮游微藻類，由於微藻的種類及其色澤不同，海水可呈現綠色、黃綠色、黃褐色、棕紅色，甚至是紅色。人們常說的赤潮，就是由於水中含有大量赤潮生物而使海水呈現紅色（或黃褐色），赤潮也是因此而得名的。此外，海水的顏色還要受天空中的雲層高度、雲層色澤、光照強度、太陽高度等因素的影響。例如，當天空晴朗時海水本來還是十分悅目的蔚藍色，一旦陰雲密佈海水會立即變為昏暗的墨綠色。海水水色的測定一般多使用透明度板和水色計。在Sunny不能直接照射處將透明度板下沉至透明度一半的深度，由水面上垂直觀察透明度板白盤所顯示的顏色即為該處海水的水色。水色級別的確定還需要用水色計進行比較，與水色計中系列標準水色管的色澤最接近的色級就是該處海水的水色級別。水色計是由22支長10釐米、直徑8毫米，內封裝“弗萊爾水色標準液”的無色玻璃管組成。標準液是由精製的藍、黃、褐3色溶液按不同比例配置而成，由藍色逐漸過渡到褐色共分為21個色級，1號為藍色，21號為褐色；中間則依次為深淺不同的天藍色、藍綠色、綠色、黃綠色、黃色、棕黃色、黃褐色、紅褐色、棕褐色等，按色澤變化深淺程度依次排列。海水的冰點海水開始凍結的溫度稱為海水的冰點。海水的冰點隨鹽度及水深的改變而改變，鹽度增高冰點降低，水深增加冰點下降。例如：在正常壓力下，鹽度5的海水冰點為-0.275℃，鹽度15的海水冰點為-0.81℃，鹽度25的海水冰點為-1.36℃，鹽度33的海水冰點為-1.81℃，鹽度35的海水冰點為-1.92℃。海水深度每增加100米，冰點下降-0.08℃。海水的酸鹼度（pH值）海水的酸鹼度又稱海水pH值。海水中由於含有較多的鹼性元素，如鈉、鈣、鎂等，因而正常情況下呈弱鹼性，pH值大約為8.1。溶解氧海水中氧氣的含量大約在4.6～7.5毫克/升範圍。其含氧量受水溫及壓力影響較大，水溫升高則含氧量減少，壓力增大含氧量也減少。由於全球的海洋是相互溝通的，因此自然狀態下很少存在不含氧的水團。但黑海卻是個例外，其200米以下的水層中幾乎不含氧。黑海由於有幾條大河注入，表層水的鹽度很低，海水幾乎不存在垂直對流的現象，因此表層水中溶解的氧很難達到底層，加上黑海與其他海的溝通又不是特別順暢，因而底層水極度缺氧。在缺氧的情況下，底層中的嗜硫菌將硫酸鹽分解為硫化氫，致使其底層海水略呈黑色。黑海也由此而得名。海水中光的傳播和聲音的傳播在熱帶海域，照射到海面上的太Sunny大約有10%被反射，90%被海水吸收。而在極地海域，因為冰層的反光率高，大約有60%～80%的Sunny被反射，只有20%～40%被海水吸收。全球海洋的平均吸光率約65%。海水對不同波長的光吸收率不同。有人曾用潔淨的海水做過實驗，將不同波長的單色光透過1米厚的海水層，結果波長675奈米的紅光被吸收30.7%，波長450～475奈米的藍光被吸收1.8%～1.9%，波長400奈米的紫光被吸收4.0%，由此可見，海水對藍光的吸收率最低，而對波長大於或小於藍光的其他色光的吸收率都高於藍光。太Sunny照射到海面後，除了約35%被反射外，其餘的均被海水吸收。在潔淨的大洋水中，紅光透過5米水層後被吸收20%，透過10米水層後被吸收99.5%，透射率僅0.5%；而藍光透過60米水層後才有80%被吸收。透過140～150米水層後大約99%被吸收。照射到海面的Sunny，在海洋表面1米的水層中大約有60%被吸收，透過10米水層後有80%被吸收，能透射到10米以下水層的光主要是藍綠光。在潔淨的大洋水中，藍綠光的穿透深度可達數百米，至800米的水層還能發現極其微弱的藍綠光，1000米水層只有依靠儀器才能記錄到光的存在，1000米以下的水層則基本上是一片黑暗，只有用非常靈敏的儀器才能測到縷縷微光。根據海水中的光照以及動植物的分佈，可將大洋水垂直劃分為3個不同的區：洋麵區，也稱優光區，其分佈水深通常在0～200米範圍內，該水層中有一定的光線透過，浮游植物、浮游動物、魚類等海洋生物在這裡生活。洋麵區的上層可以為浮游植物的生長提供足夠光照，該水層也被稱為光亮帶。中層區，也稱弱光區，其分佈水深約200～1000米，海水中僅有極其微弱的光線透過，因而浮游植物已不能生存，水層中只有魚類、蝦以及頭足類等動物。深層區，也稱無光區，分佈水深通常在1000米以下。其中，1000～4000米的水層也稱海洋曙光區，只有用非常靈敏的儀器才能測到縷縷微光；4000～6000米水層為深淵區，6000米以下水層為洋底區，這兩個區均為完全黑暗的無光地帶。海水傳播聲音的能力比空氣強。聲音在空氣中的傳播速度大約為340米/秒，而在海水中的傳播速度大約為1500米/秒，傳播速度比空氣快4倍。聲音在海水中的傳播距離也要比空氣中遠得多，美國哥倫比亞大學的調查船“維瑪”號於1960年所記錄到的最大傳播距離為1.2萬海里，摺合為2萬千米。聲音在海水中的傳播速度與海水的鹽度、溫度、水深（壓力）有關。據研究，海水的含鹽量每增加1‰，聲音的傳播速度就增加1.4米/秒；溫度每增高1℃，傳播速度增加3.1米/秒；深度每增加10米，聲音的傳播速度就增加0.2米/秒。
表層水與底層水的水溫差異全球海洋中海水溫度的變化幅度大致在-2℃～33℃之間。其中，表層海水的水溫變化幅度最大，大約是在-2℃～33℃之間；而底層水的水溫變化幅度較小，通常多維持在0℃～6℃範圍內。表層水溫度最高的區域為北緯5°～10°海域，該海域的部分海區，如波斯灣，夏季的表層水溫有時可高達33℃，岸邊淺水域的表層水溫有時甚至能達到36℃。表層水溫最低海域為南極海域，其中威德爾海的長年水溫一般都低於0℃，最低時為-2℃。北冰洋是全球緯度最高的海域，大約有2/3的海域表層長年冰凍，其餘的海面大多也漂浮著冰山及浮冰，整個北冰洋中僅有巴倫支海由於受北角暖流的影響所以長年不結冰。北冰洋從海面到100～225米深的表層水長年水溫一般都在-1℃～-1.7℃之間，從100～225米到600～900米之間的中層水，由於受大西洋暖流的影響，水溫多保持在0℃～1℃之間。北冰洋沿岸地區大多為凍土地帶，永凍層厚度一般都可達數百米。表層水溫季節變化幅度最大的是中緯度海域，一年之中最高水溫有可能達到30℃，而最低水溫則可能低於0℃，年水溫差可超過30℃。而赤道海域和極地海域水溫的季節變化幅度都比較小，年水溫差一般很少能超過10℃。底層水佔海水總量的75%以上，其水溫長年多維持在0℃～6℃之間，其中，有大約50%左右的深層水長年水溫僅有1.3℃～3.8℃，只有極個別的海域底層水溫會低至0℃。在大洋深處的海盆中，地殼的熱量可以對底層水的水溫產生一些影響，但至多也只能使底層的水溫上升0.5℃左右。溫躍層大洋中的海水，溫度垂直分佈存在著典型的三層式結構。上層為混合層。其厚度大約在20～200米，不同海域厚度不同。混合層上下溫度比較均勻，但表層溫度存在比較明顯的晝夜變化與季節變化。中層為溫躍層，在溫躍層內，隨水深的變化海水溫度急劇下降。溫躍層在不同海區分佈深度不同。在南北信風帶海域，溫躍層多出現在200米左右水層在長日照海域，晝夜溫躍層多出現在6～10米水層，而季節溫躍層多出現在30～100米水層。溫躍層的厚度一般都不太厚，通常只有幾米至幾十米，但其溫度變化幅度卻非常大，在低緯度海域可以從20℃～30℃急劇下降為3℃～6℃。溫躍層並不是在所有的海域都存在，高緯度海域由於表層水溫長年都比較低，與底層水的水溫差別不是太大，因而很少出現溫躍層。底層為低溫層。在大洋深水區以底層水的厚度最大，溫度變化幅度也最小。大洋底層水的溫度一般都保持在0℃～6℃範圍，即使是熱帶海域，1500米以下的水溫也很少能超過3℃。但水溫低於0℃的底層水分佈區域也不是很多。溫躍層的成因溫躍層的形成原因大致上有3種。一種是隨寒流攜入的低溫水，由於比重較大，會下沉至高溫水的下部，形成較為穩定的低溫水團，在冷水團與其上方暖水團的介面處存在較大的水溫差，可形成穩定的溫躍層。第二種是季節溫躍層的形成，即表層海水受季節性氣溫的影響水溫升高，由此而形成的暖水團，因密度變小而穩定存在於其下方溫度較低的水團之上，兩個水團的介面處存在較大的溫差，形成季節溫躍層。季節溫躍層一般多生成於中緯度海域。第三種是晝夜溫躍層的形成，由於表層海水白天受太Sunny輻射的影響水溫升高，形成的暖水層，也可穩定存在於其下方溫度相對較低的水層之上，兩個水層的介面處形成晝夜溫躍層。晝夜溫躍層一般多生成在比較淺的水層中，而且不太穩定。影響海水密度的主要因素海水密度是指每單位體積海水的質量，常用單位為“克/立方厘米”或“克/毫升”。人們習慣上常將海水密度稱為海水比重，一般多用海水比重計進行測量。海水的平均密度一般多在1.025～1.028克/毫升之間。海水密度主要受鹽度、溫度和壓力的影響，在其他兩個因素不變的情況下，鹽度上升則密度增大，溫度上升則密度減少，壓力增加則密度增大。海水的密度由於海域的不同、深度的不同以及水溫和鹽度等的不同而各不相同。一般地講，沿岸水比外海水的密度低，表層水比底層水的密度低。這是因為沿岸海水由於受氣溫、大陸徑流、降水等氣候因素的影響，密度變化較大，而且其密度一般都低於海水的平均密度；而大洋深層的海水因水溫低、壓力大，其密度一般都高於海水的平均密度。降水能使海洋表面的海水鹽度降低，再加上太陽的輻射還能提高表層海水的溫度，這也是為什麼海洋表層水比深層水密度小的原因。此外，深層水的壓力比表層水大，壓力也會造成深層海水的密度增大。全球海洋中以南極海域的海水密度最大，這不僅是因為其水溫低，而且因該海域海水容易結冰，海水在結冰時會釋出部分鹽分，致使該海域的鹽度隨之增高，密度變大。純水在4℃時密度最大，為1克/毫升。而海水密度最大時的水溫卻與其鹽度有關。例如：鹽度18的海水在0.12℃時密度最大，鹽度35的海水則在-3.52℃時密度最大。海水結冰後體積約增加9%，密度也相應減少9%。密度躍層海水的密度躍層一般都是在海洋中兩個密度不同的水團介面處形成的。例如，當表層海水因大量蒸發而導致鹽度增加，致使其密度增大時，或者因溫度降低而導致其密度增大時，一旦密度大於其下層水團，即開始下沉，直至抵達密度相同的水層後才停止下沉並四下散開。這種因密度大的海水不斷下沉，密度小的海水不斷上升的海水運動，可促使海水不停地進行垂直交換，形成上升流與下降流，最終有可能形成上下兩個密度相對穩定的水層。在兩個水層的介面處往往存在著較大的密度差，形成密度躍層。在密度躍層內，隨水深的變化，海水密度急劇增大。此外，某些陸間海如果周圍有較多的河流注入，河流攜入的大量淡水因密度小於海水而浮於海水錶層之上，久而久之即可形成兩個密度不同的水團，上層水團鹽度低密度小，下層水團則鹽度高密度大，由此而形成的密度躍層一般都比較穩定，黑海即屬於這種型別。溫躍層也屬於密度躍層的一種。鹽度是指海水中溶解的無機鹽數量，常以其含量的千分值（‰）來表達。例如：海水中含鹽量為30‰，則稱其鹽度為30；含鹽量為35‰，則稱其鹽度為35。全球海洋中海水平均鹽度為35，各海域略有不同。其中大洋水的鹽度較高，在33～37.5之間；近岸水域由於受降水和大陸徑流等的影響較大，鹽度要低些，並且不同海區間的差別較大。全球各大洋中，以北大西洋亞熱帶海域鹽度最高，約為37.5；北冰洋鹽度最低，為31～32。鹽度最高的海為紅海和波斯灣，正常情況下為40～42；鹽度最低的海為波羅的海，中部海域的海水鹽度通常在6～8之間，而北部和東部海域的海水鹽度只有2，幾乎與淡水等同。波羅的海四面皆為陸地所包圍，僅西側有3條又窄又淺的海峽與大西洋連通，與外海的水交換量不大，加上流入該海的河流有250條之多，平均每年注入的淡水多達472立方千米，並且當地氣候涼溼，蒸發量少，這些因素的共同影響造成了其海水鹽度極低。此外，黑海的鹽度通常也只有18左右，基本上為半鹹水。海水鹽度的測量海水鹽度的測量，過去通常多使用比重計來測量其比重，或者用化學分析方法測量其氯度（即氯離子含量的千分值），然後再換算成鹽度。換算方程式較多，有簡有繁，比較常用為：鹽度=（比重-1）×鹽度=氯度×1現在雖然有了專門用於測量鹽度的儀器，如折射式鹽度計、電導儀等，但透過測量比重再進行換算的方法，仍是經常使用的方法。海水、淡水與半鹹水的區分鹽度1被作為界定淡水與海水的分界點，通常將鹽度低於1的水界定為淡水，高於17為海水，1～17之間的稱為半鹹水。顧名思義，海水的透明度是指海水的透明程度。影響海水透明度的因素主要是海水中的浮游生物以及其他顆粒狀懸浮物的多少，因而透明度也被作為表達海水質量的指標之一。正常海水的透明度一般都在幾米至幾十米範圍，近岸水域由於受風浪及河流攜帶泥沙等的影響，海水中顆粒懸浮物較多，因而透明度大多隻有幾米。越向外海懸浮物越少，透明度越高。外海水的透明度一般都在十幾米至幾十米，而大洋水的透明度大多為幾十米。中國渤海的海水透明度一般僅3～5米，黃海約3～15米，東海的外海約25～30米。全球各大洋中以馬尾藻海的透明度最大，最高時可達72米，這是因為該海遠離大陸，處於大洋的環抱之中，除了漂浮有馬尾藻等大型海藻外，浮游生物及顆粒懸浮物非常少，因而其透明度要比其他海域高。海水透明度的測量方法測量海水透明度的經典方法是用透明度板：將一個直徑30釐米的白色圓盤——透明度板（也稱塞克板）繫於測深繩上，再平放至海水中，由重錘帶其緩慢下沉，在水面上垂直向下觀察，當透明度板下沉至剛剛看不到時的水深，即為該處海水的透明度值（常以米為單位計量）。隨著測量技術的進步，現在人們也可以用帶有光電管的測量儀器，如光束透射計等來測量海水透明度，因而其測量也將變得更加準確快捷。大海是蔚藍的，這是人們對海洋的第一印象。水是無色透明的，而海水為什麼會是蔚藍色的呢？究其原因，主要是由於海水對Sunny中不同單色光的散射結果。海水對Sunny中波長較長的紅光與橙光吸收多而散射少，而對藍光則吸收少而散射多，因而人們看起來大海與天空一樣都是蔚藍的。其實大海也並不總是蔚藍的，特別是近岸的海水，更多的時候是呈現藍綠色、黃綠色，甚至是棕黃色。海水之所以會呈現不同的顏色，主要由海水的光學性質以及海水中顆粒狀懸浮物的顏色與多少等因素所決定。在熱帶的大洋中，海水是潔淨的，水深且顆粒懸浮物很少，因而在Sunny照耀下海水總是湛藍湛藍的。若海水中懸浮有泥沙等顆粒物，由於泥沙呈棕黃色乃至黑褐色，根據含泥沙量的不同，海水可呈現黃色、棕黃色乃至褐色等不同顏色。當海水中生存有大量的浮游微藻類，由於微藻的種類及其色澤不同，海水可呈現綠色、黃綠色、黃褐色、棕紅色，甚至是紅色。人們常說的赤潮，就是由於水中含有大量赤潮生物而使海水呈現紅色（或黃褐色），赤潮也是因此而得名的。此外，海水的顏色還要受天空中的雲層高度、雲層色澤、光照強度、太陽高度等因素的影響。例如，當天空晴朗時海水本來還是十分悅目的蔚藍色，一旦陰雲密佈海水會立即變為昏暗的墨綠色。海水水色的測定一般多使用透明度板和水色計。在Sunny不能直接照射處將透明度板下沉至透明度一半的深度，由水面上垂直觀察透明度板白盤所顯示的顏色即為該處海水的水色。水色級別的確定還需要用水色計進行比較，與水色計中系列標準水色管的色澤最接近的色級就是該處海水的水色級別。水色計是由22支長10釐米、直徑8毫米，內封裝“弗萊爾水色標準液”的無色玻璃管組成。標準液是由精製的藍、黃、褐3色溶液按不同比例配置而成，由藍色逐漸過渡到褐色共分為21個色級，1號為藍色，21號為褐色；中間則依次為深淺不同的天藍色、藍綠色、綠色、黃綠色、黃色、棕黃色、黃褐色、紅褐色、棕褐色等，按色澤變化深淺程度依次排列。海水的冰點海水開始凍結的溫度稱為海水的冰點。海水的冰點隨鹽度及水深的改變而改變，鹽度增高冰點降低，水深增加冰點下降。例如：在正常壓力下，鹽度5的海水冰點為-0.275℃，鹽度15的海水冰點為-0.81℃，鹽度25的海水冰點為-1.36℃，鹽度33的海水冰點為-1.81℃，鹽度35的海水冰點為-1.92℃。海水深度每增加100米，冰點下降-0.08℃。海水的酸鹼度（pH值）海水的酸鹼度又稱海水pH值。海水中由於含有較多的鹼性元素，如鈉、鈣、鎂等，因而正常情況下呈弱鹼性，pH值大約為8.1。溶解氧海水中氧氣的含量大約在4.6～7.5毫克/升範圍。其含氧量受水溫及壓力影響較大，水溫升高則含氧量減少，壓力增大含氧量也減少。由於全球的海洋是相互溝通的，因此自然狀態下很少存在不含氧的水團。但黑海卻是個例外，其200米以下的水層中幾乎不含氧。黑海由於有幾條大河注入，表層水的鹽度很低，海水幾乎不存在垂直對流的現象，因此表層水中溶解的氧很難達到底層，加上黑海與其他海的溝通又不是特別順暢，因而底層水極度缺氧。在缺氧的情況下，底層中的嗜硫菌將硫酸鹽分解為硫化氫，致使其底層海水略呈黑色。黑海也由此而得名。海水中光的傳播和聲音的傳播在熱帶海域，照射到海面上的太Sunny大約有10%被反射，90%被海水吸收。而在極地海域，因為冰層的反光率高，大約有60%～80%的Sunny被反射，只有20%～40%被海水吸收。全球海洋的平均吸光率約65%。海水對不同波長的光吸收率不同。有人曾用潔淨的海水做過實驗，將不同波長的單色光透過1米厚的海水層，結果波長675奈米的紅光被吸收30.7%，波長450～475奈米的藍光被吸收1.8%～1.9%，波長400奈米的紫光被吸收4.0%，由此可見，海水對藍光的吸收率最低，而對波長大於或小於藍光的其他色光的吸收率都高於藍光。太Sunny照射到海面後，除了約35%被反射外，其餘的均被海水吸收。在潔淨的大洋水中，紅光透過5米水層後被吸收20%，透過10米水層後被吸收99.5%，透射率僅0.5%；而藍光透過60米水層後才有80%被吸收。透過140～150米水層後大約99%被吸收。照射到海面的Sunny，在海洋表面1米的水層中大約有60%被吸收，透過10米水層後有80%被吸收，能透射到10米以下水層的光主要是藍綠光。在潔淨的大洋水中，藍綠光的穿透深度可達數百米，至800米的水層還能發現極其微弱的藍綠光，1000米水層只有依靠儀器才能記錄到光的存在，1000米以下的水層則基本上是一片黑暗，只有用非常靈敏的儀器才能測到縷縷微光。根據海水中的光照以及動植物的分佈，可將大洋水垂直劃分為3個不同的區：洋麵區，也稱優光區，其分佈水深通常在0～200米範圍內，該水層中有一定的光線透過，浮游植物、浮游動物、魚類等海洋生物在這裡生活。洋麵區的上層可以為浮游植物的生長提供足夠光照，該水層也被稱為光亮帶。中層區，也稱弱光區，其分佈水深約200～1000米，海水中僅有極其微弱的光線透過，因而浮游植物已不能生存，水層中只有魚類、蝦以及頭足類等動物。深層區，也稱無光區，分佈水深通常在1000米以下。其中，1000～4000米的水層也稱海洋曙光區，只有用非常靈敏的儀器才能測到縷縷微光；4000～6000米水層為深淵區，6000米以下水層為洋底區，這兩個區均為完全黑暗的無光地帶。海水傳播聲音的能力比空氣強。聲音在空氣中的傳播速度大約為340米/秒，而在海水中的傳播速度大約為1500米/秒，傳播速度比空氣快4倍。聲音在海水中的傳播距離也要比空氣中遠得多，美國哥倫比亞大學的調查船“維瑪”號於1960年所記錄到的最大傳播距離為1.2萬海里，摺合為2萬千米。聲音在海水中的傳播速度與海水的鹽度、溫度、水深（壓力）有關。據研究，海水的含鹽量每增加1‰，聲音的傳播速度就增加1.4米/秒；溫度每增高1℃，傳播速度增加3.1米/秒；深度每增加10米，聲音的傳播速度就增加0.2米/秒。