研究海洋熱平衡的重要意義在於使我們分析海洋水溫的時空變化時，能把握住主要矛盾。在對局部海域研究時，可以通過計算熱平衡的各分量，弄清製約該海域熱狀況的主要因子。如果計算後發現Qt≠0，且又排除了計算的誤差，那就提醒我們必須去研究和發現新的問題。
海洋中的水平衡
海洋與外界還不斷地進行水量交換。對整個世界大洋而言，也存在著水量收支平衡的關係，但它與海洋熱平衡有著質的差異。海洋的熱量基本上隻靠太陽輻射這一外部熱源輸入，然後在各種過程的製約下，得以達成某種平衡。而海洋中水量平衡卻不然，水的來源及支出都是在地球係統自身之內進行循環的，所以又稱為水循環，而海洋熱平衡卻不能稱為熱量循環。海洋中的水量收支影響著鹽度的分布與變化。
一、影響水平衡的因子
海洋中水的收入主要靠降水(Precipitation)、陸地徑流(Runoff)和融冰；支出則主要是蒸發和結冰。
1.蒸發蒸發不僅使海洋失去熱量，同時又使海洋失去水量。據計算，海洋每年失去的水量為(440～454)×103km3。蒸發將使海洋每年下降124～126cm。由圖3—9可見，蒸發在海洋中的分布是很不均勻的。赤道附近小，南、北副熱帶海域出現兩個極大值，蒸發量可達140cm，向高緯迅速減小，至兩極海。
2.降水降水是海洋水收入的最重要因子。每年可達(411～416)×103km3，但其分布也是不均勻的。由圖3—9可見，在赤道附近的熱帶海域降水量最大，年平均降水量可達180cm以上，在副熱帶海域降至60cm左右，而南北兩半球的極鋒附近又顯著增多，然後向極方向迅速減少。它與蒸發量之間，除大於50°的高緯海域外，其變化曲線幾乎是反位相的。因為它們是海洋水量支出與收入的主要影響因子，可想而知，必對海洋表層鹽度的分布產生巨大的影響。
3.大陸徑流大陸徑流，包括地下水入海是海洋水量收入的另一重要因子。其分布在世界各大洋中也是極不均勻的。進入各大洋的徑流量最大的要算大西洋，其中僅亞馬孫河就幾乎占全世界徑流量的20％；另外尚有剛果河，密西西比河及歐洲許多河流的流入，致使大西洋的入海淡水居世界之首。它們可使大西洋平均洋麵上升23cm/a。印度洋次之。對太平洋來說，注入最大的河流是中國的長江，但其徑流量隻及亞馬孫河的18.9％，由於太平洋麵積廣闊，所有陸地徑流量平均隻能使其水麵上升7cm/a。
4.結冰與融冰結冰與融冰是海洋水平衡中的可逆過程。海冰被海水衝擊到陸地上使海洋失去水量，相反，凍結在陸地上冰的融化會使海洋水量增加。如果被凍結在陸地上的冰全部融化流入海洋，將使海平麵上升66m。就目前而言，結冰與融冰的量基本上是平衡的。但在個別海域，不同季節，不平衡的情況仍然存在。例如，在南極大陸上的冰川，以每天1m的速度向海洋推進，斷裂入海後形成巨大的冰山；北極海域的格陵蘭島也是冰山發源地，這些冰山終將融化，對局部海域水平衡的影響是不容忽視的。
二、水量平衡方程
對整個世界大洋而言，水量的收支應該是平衡的。但對局部海域而言，不一定時時都能平衡，從而導致水位的上升或下降，這又會引起海水的流動，以達到水量與水位的調整。考慮到海洋中水量收支的各種因素，其全水量平衡方程可寫為下列形式
q=P+R+M+Ui-E-F-U0(3-39)
式中P為降水，R為陸地徑流，M(Melt)為融冰，Ui(In)為海流及混合使海域獲得的水量，E(Evapotation)為蒸發，F(Freeze)為結冰，U0(Out)為海流及混合使海洋失去的水量，餘項q為研究海域在某時段內水量交換的盈餘(q＞0)或虧損(q＜0)。
對整個世界大洋而言，結冰(F)與融冰(M)是可逆過程，相互抵消，由海流混合帶入的水量(Ui)和帶走的水量(U0)也應相等，因此有
q=P＋R-E(3-40)
該式對某些特定海域有時也可直接引用。因為在大多數海域可不考慮結冰與融冰的影響；在具有封閉環流的海域內，例如某一海灣中，可視為Ui=U0。
式(3—40)表明，大陸徑流、蒸發和降水三個因子是決定世界大洋水量平衡的基本因子。布迪科(1974)計算，就世界大洋總平均而言，R=12cm/a，P=114cm/a，E=126cm/a，故q=0。
當然對某個大洋，隻考慮P、R和E三項，就不能保持q=0。如太平洋因降水與徑流之和大於蒸發，水量有盈餘；大西洋則因蒸發大於降水與徑流之和，導致水位損失12cm/a；北冰洋因蒸發少，徑流多而有水量盈餘。因此，大西洋需要太平洋和北冰洋的水進行補充。
海洋中水量盈餘將使鹽度減小，反之使鹽度增大。在大洋的東西兩邊，由於流向相反，它們對鹽度的影響，平均後基本可以抵消，而大洋中部，由於徑流的影響很小，因而表層鹽度隨緯度的變化，就基本上受製於蒸發與降水之差(E-P)的變化了。烏斯特(1954)發現，在60°S～40°N大洋表麵鹽度分布與(E-P)的經向分布十分相似，並給出如下公式
S=34.47+0.0150(E-P)10°N～40°N
S=34.92+0.0125(E-P)60°S～10°N
說明鹽度與(E-P)之間存在線性關係。
世界大洋溫度、鹽度、密度的分布和水團
海洋溫度、鹽度和密度的分布與變化
世界大洋的溫度、鹽度和密度的時空分布和變化，是海洋學研究最基本的內容之一。它幾乎與海洋中所有現象都有密切的聯係。
從宏觀上看，世界大洋中溫、鹽、密度場的基本特征是，在表層大致沿緯向呈帶狀分布，即東—西方向上量值的差異相對很小；而在經向，即南—北方向上的變化卻十分顯著。在鉛直方向上，基本呈層化狀態，且隨深度的增加其水平差異逐漸縮小，至深層其溫、鹽、密的分布均勻。它們在鉛直方向上的變化相對水平方向上要大得多，因為大洋的水平尺度比其深度要大幾百倍至幾千倍。圖3—10為大洋表麵溫、鹽、密度平均值隨緯度的變化。
一、海洋溫度的分布與變化
對整個世界大洋而言，約75％的水體溫度在0～6℃之間，50％的水體溫度在1.3～3.8℃之間，整體水溫平均為3.8℃。其中，太平洋平均為3.7℃，大西洋4.0℃，印度洋為3.8℃。
當然，世界大洋中的水溫，因時因地而異，比上述平均狀況要複雜得多，且一般難以用解析表達式給出。因此，通常多借助於平麵圖、剖麵圖，用繪製等值線的方法，以及繪製鉛直分布曲線，時間變化曲線等，將其三維時空結構分解成二維或者一維的結構，通過分析加以綜合，從而形成對整個溫度場的認識。這種研究方法同樣適應於對鹽度、密度場和其它現象的研究。
(一)海洋水溫的平麵(水平)分布
1.大洋表層的水溫分布進入海洋中的太陽輻射能，除很少部分返回大氣外，餘者全被海水吸收，轉化為海水的熱能。其中約60％的輻射能被1m厚的表層吸收，因此海洋表層水溫較高。
大洋表層水溫的分布，主要決定於太陽輻射的分布和大洋環流兩個因子。在極地海域結冰與融冰的影響也起重要作用。
大洋表層水溫變化於-2～30℃之間，年平均值為17.4℃。太平洋最高，平均為19.1℃；印度洋次之，為17.0℃；大西洋為16.9℃。相比各大洋的總平均溫度而言，大洋表層是相當溫暖的。
各大洋表層水溫的差異，是由其所處地理位置、大洋形狀以及大洋環流的配置等因素所造成的。太平洋表層水溫之所以高，主要因為它的熱帶和副熱帶的麵積寬廣，其表層溫度高於25℃的麵積約占66％；而大西洋的熱帶和副熱帶的麵積小，表層水溫高於25℃的麵積僅占18％。當然，大西洋與北冰洋之間和太平洋與北冰洋之間相比，比較暢通，也是原因之一。
從表3—2可以看出，大洋在南、北兩半球的表層水溫有明顯差異。北半球的年平均水溫比南半球相同緯度帶內的溫度高2℃左右，尤其在大西洋南、北半球50°～70°之間特別明顯，相差7℃左右。造成這種差異的原因，一方麵由於南赤道流的一部分跨越赤道進入北半球；另一方麵是由於北半球的陸地阻礙了北冰洋冷水的流入，而南半球則與南極海域直接聯通。
表3-2三大洋每10°緯度帶內表麵水溫的年平均值(℃)(據Defant，1961)
圖3-11與3-12為世界大洋2月和8月表層水溫的分布，具有如下共同特點：
1)等溫線的分布，沿緯線大致呈帶狀分布，特別在南半球40°S以南海域，等溫線幾乎與緯圈平行，且冬季比夏季更為明顯，這與太陽輻射的緯度變化密切相關。
2)冬季和夏季最高溫度都出現在赤道附近海域，在西太平洋和印度洋近赤道海域，可達28～29℃，隻是在西太平洋28℃的包絡麵積夏季比冬季更大，且位置偏北一些。圖中的點斷線表示最高水溫出現的位置，稱為熱赤道，平均在7°N左右。
3)由熱赤道向兩極，水溫逐漸降低，到極圈附近降至0℃左右；在極地冰蓋之下，溫度接近於對應鹽度下的冰點溫度。例如南極冰架之下曾有-2.1℃的記錄。
4)在兩半球的副熱帶到溫帶海區，特別是北半球，等溫線偏離帶狀分布，在大洋西部向極地彎曲，大洋東部則向赤道方向彎曲。這種格局造成大洋西部水溫高於東部。在亞北極海區，水溫分布與上述特點恰恰相反，即大洋東部較大洋西部溫暖。大洋兩側水溫的這種差異在北大西洋尤為明顯，東西兩岸的水溫差，夏季有6℃左右，冬季可達12℃之多。這種分布特點是由大洋環流造成的：在副熱帶海區，大洋西部是暖流區，東部為寒流區；在亞北極海區正好相反。在南半球的中、高緯度海域，三大洋連成一片，有著名的南極繞極流環繞南極流動，所以東西兩岸的溫度差沒有北半球明顯。