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。