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海水即是海洋內的鹹水，佔據地球水體的97%，一公升海水有約35公克的鹽溶於其中，還有少量的微量元素。海水是複雜的溶液，並且會隨著時間變動，例如地球早期的海水是酸性的，而非現在因為融入大量鹽類物質而呈現的鹼性，但近代以來人類活動使海水水質出現過度變動，例如海洋酸化等問題，威脅著海洋生態系統的未來。
 | 此條目沒有列出任何參考或來源。 (2024年1月25日) |
55%，Na+
30.6%，SO2−
47.7%，Mg2+
3.7%，Ca2+
1.2%，K+
1.1%，其它0.7%。注意這個圖表是依照各成分的重量比而不是體積比做出的。
已被發現海水化學物質及元素有92種，其中12種（氯、鈉、鎂、碘、硫、鈣、鉀、溴、鍶、硼、碳、氟）占海水溶解物質總量的99.8%，其它含量甚微；目前可以從海水中提取60多種化學物質。
世界海水的鹽度大約為35psu（35‰），這意味着平均每一升海水中就含有35克的鹽（大部分是氯化鈉）溶解其中。高於人體溶質度級別（現代生物的體液類似遠古海洋的濃度，大約為0.9%），非直接飲用水來源。
海水有機物由海洋生物代謝、死亡過程產生，或者是陸地上生物活動生成並由大氣和河流帶進海洋。這些有機物最終大部分變成二氧化碳，被浮游植物吸收，經過光合作用變成有機碳，形成循環；小部分沉入海底，進入海洋沉積。
- 海洋生物所需的元素取自海水。碳、鉀、硫等元素，含量很大；氮、磷、硅等元素，僅能滿足生物的需要，又是生物必需的（營養元素）。浮游生物通過光合作用，吸收營養元素，放出氧；殘骸的分解消耗氧，釋放營養元素。一些元素，銅、鎘在海水中的分布，與氮、磷相似，鋇、鋅、鉻的分布與硅相似等。
- 懸浮在海水中的粘土礦物、鐵、錳的氧化物、腐殖質等顆粒在下沉中，大量吸附海水中各種微量元素，將它們帶到海底，進入沉積物中。
- 有幾種微量元素在表層海水中濃度高，在深層濃度低。如表層海水中鉛主要來自大氣，濃度最大，在1000米以下的海水中，濃度迅速降低；還有氚、氡蛻變的鉛-210等。
- 海底地殼內部的熱液，常通過地殼裂縫注入深層海中，形成海底熱泉，含大量微量元素，使附近深海區的海水組成變化。如1965年，紅海裂縫區200米深的海水中，出現熱鹽水，最深處溫度達59.2℃，微量元素的組成有很大變化；東太平洋的加拉帕戈斯裂縫，有海底熱泉噴射，向海水輸送了大量元素，海水中溶解態錳的總量，明顯隨深度增加。
- 海洋沉積物間隙水中，鋇、錳、銅等的濃度高於上覆海水。這些微量元素從間隙水向上覆水中擴散。即便在遠離海底熱泉的深層海域，這些元素的濃度隨深度增加。
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海水吸收來自太陽短波輻射和大氣長波輻射，或以暖流帶來的熱量；海水以海面輻射和蒸發放出熱量，在寒流經過的海域，帶走的能量也相當可觀。海水的溫度還隨著深度而變動，一般熱帶地區表面溫度約在28度，五到十米以上的深度溫度降至約20度，深海終年僅保持在5度的低溫。
海水結冰的溫度，隨着海水的鹽度增加而降低；海水密度隨着溫度增高而降低、鹽度增加而增加，所以密度最大的海水溫度最低，鹽度最大；在海水鹽度為24.695時，海水冰點與海水密度最大時的溫度一致，均為-1.33℃。
海水的密度與純水不同。然而，海洋的鹽份把冰點降低了約2°C並把水最大密度的溫度降至冰點。那就是為何當海水向着冰點冷卻時，裏面的下向冷水流不被膨脹所擋掉的原因。海洋中水溫在冰點附近的冷水繼續下沉。故此，任何試圖在像北冰洋這樣的冷水底下生存的生物，冬季普遍居住水溫比表面結冰的淡水河、湖要再低4℃。
隨着鹽水表面開始結冰（當處於平均海水的3.5‰鹽度時，冰點為-1.9 oC），所形成的冰實際上不含鹽分，且密度與淡水冰相若。這種冰會浮在水上，且被「凍出來」的鹽分會增加水的鹽度而使得此時海水的密度比正常海水稍高，這個作用被稱為「鹽水棄置」。這密度較高的鹽水會因對流而沉下，而補上的鹹水亦受此作用影響。這作用為表面提供了-1.9℃淡水冰。成形中的冰下鹹水增加的密度，是它向底下沉的原因。
海水的透明度主要取決於海水中懸浮物大小、數量和地理位置。大洋中懸浮物少，透明度為50～60米；近岸海水懸浮物比較多，透明度為10～30米；河口水中含有大量泥沙，透明度為1～2米。
大洋、近海的海色差別明顯。清潔的大洋水，懸浮顆粒少，粒徑小，分子散射起主要作用。水分子、溶解物質的粒子、粒徑遠小於光波波長的懸浮物粒子，散射係數與波長的4次方成反比，波長愈短，散射愈強，大洋顏色為深藍色，峰值波長約為470納米。近海水中含較多的懸浮物質，粒徑遠大於光波波長，散射係數與波長無關。近岸水中不同的溶解物質，光譜吸收、散射特徵不同。水中懸浮物、溶解物質、海水本身的光譜散射吸收作用，使海面向上的光譜峰值達500納米以上；近海顏色為藍綠色至黃褐色。
此外，海洋中的多種顏色的浮游生物，在某海區大量繁殖，影響了顏色。在近岸、河口區有大量懸浮泥沙，使海色變黃。當某種海藻急劇繁殖，可發生赤潮。
海水蒸發從海洋吸收了熱量，大氣獲得了海洋所損失的熱量。海面蒸發是決定海-氣界面的水分、熱量、鹽度平衡的主要因素。
在鄰接水面的空氣中，水汽未達飽和狀態，海水不斷蒸發。飽和水汽壓隨溫度升高迅速增大，氣溫愈高，空氣能容納更多的水汽。已被水汽飽和了的空氣，當流經較暖的海面時，因接觸海水升溫，就處於不飽和狀態，有利於海水蒸發；相反，當暖空氣流經冷水面時，遇冷呈過飽和狀態，一部分水汽凝結成霧，不利於海水蒸發。
赤道海區的空氣濕度高，海風較弱，蒸發量最小；副熱帶的暖海面上，有較乾燥的空氣平流，蒸發量最大；高緯度地區溫度低，飽和水汽壓小，空氣容納水汽能力低，蒸發量小。世界大洋的年均蒸發量為1米。大洋西側蒸發量高於東側，在極向暖流輸運區更加突出，例如灣流區的年蒸發量最高達3米，黑潮區為2.3米。渤海、黃海、東海的年均蒸發量大於1.25米，從東南向西北降低。
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