3.3世界大洋的热量与水量平衡
世界大洋中的温度、盐度和密度是海洋学中极为重要的三个基本物理参量。可以说海洋中的一切现象几乎都与它们有密切的关系。而海洋中热量与水量的收支情况则是制约其分布与变化的最重要因素。
3.3.1海面热收支
世界大洋中的热量来自太阳辐射能，它们几乎全部通过海气界面到达海洋。通过海底向大洋输送的热量，除在个别热活动比较强烈的区域外，影响不大；由于海洋内部放射性物质的裂变以及生物、化学过程与海水运动所释放出来的热能更是微不足道，因此，对整个世界大洋而言，在考虑其热平衡时都可忽略不计。当然，在研究极小尺度的海洋空间时，有时则另当别论。
海洋学研究表明，在几十年至几百年的时间尺度内，就整个世界大洋平均温度而言，并未发现它的变化，因此，可以认为海洋中获得的热量应与支出的热量相同。而这种收入与支出又主要是通过海面进行的。
通过海面热收支的主要因子有，太阳辐射(Qs)、海面有效回辐射(Qb)、蒸发或凝结潜热(Qe)以及海气之间的感热交换(Qh)。即QW=QS-Qb±Qe±Qh (3—26)
QW为通过海面的热收支余项。把世界大洋作为一个整体，长期而言，应有Qw=0，但对局部海区，在短时期内，例如1天，1个月或1个季度，则QW≠0；QW＞0时海水净得到热量，反之，QW＜0时，海洋失去热量。对于特定海域，尚需考虑降水、大陆径流及结冰与融冰等因素的影响。
一、通过海面进入海洋的太阳辐射能QS
太阳表面温度高达6000K以上，它以电磁波的形式向太空辐射巨大的能量。太阳辐射也是地球的最主要的能量源泉。地球每年接受太阳辐射能量约为5.5×1024J，相当于人类全年消耗各种能源的8.7万倍。
太阳辐射能量的99.9％集中在0.2～10.0μm波段内，其中可见光0.40～0.76μm部分的能量占44％，红外部分(＞0.76μm)占47％，紫外部分(＜0.40μm)占9％。
地球在地日平均距离处，和太阳光线垂直的大气上界的单位面积、单位时间接受的总辐射能称为太阳常数，记为S0，其值为S0=1367±7W·m-2 (3－27)
因为地球近似为圆球形，故全球平均值只有S0的1/4。
当太阳辐射通过大气时，紫外部分的能量绝大部分被臭氧吸收；红外部分的能量也被大气中的水汽、CO2等部分吸收。同时部分能量又被大气中的分子、微粒等散射，而其中的一部分也可到达海洋。因此射达海面的太阳总辐射是太阳直达辐射和散射辐射两部分之和。
根据斯蒂芬-波尔兹曼定律，任何高于0K的物体都能以辐射的形式向外释放能量，它与绝对温度TK的4次方成正比，辐射能量最大的波长与辐射体表面的绝对温度TK成反比，可计算出太阳辐射能最强的波长为0.475μm，故称短波辐射。它对应于可见光中的青光波段。
到达海面的太阳辐射与大气透明度和天空中的云量、云状以及太阳高度H(太阳光线与地球观测点的切线之间的夹角)有关。平均而言，它只有太阳常数的一半。到达海面的太阳辐射又有部分被海面反射到大气中去。
从海面反射的入射辐射与到达海面总辐射之比，它与太阳高度与海面状况有关。平均而言，AS只有7％，然而在高纬海区，由于冰雪覆盖以及太阳高度低，所以AS值大；而在低纬海区则相反。
可见，一年中在低纬海区所接受的太阳辐射要大于高纬海区；同理，在一天内，中午前后所接受的太阳辐射要大于早、晚。
太阳辐射总量在一个月或一年中的分布变化，对整个世界大洋水温的分布与变化有极大的影响。图3—6是6月和12月太阳月辐射总量随纬度的分布曲线。以6月份代表北半球夏季，太阳高度随纬度的增加而变低，因此海洋所接受的太阳辐射能随纬度的增高而减少，但其日照时间却随纬度的增高而加长，两者对辐射量的作用是相反的。因此总辐射量随纬度的分布差异不显著。换言之，即梯度较小。
12月份可代表北半球的冬季，太阳高度随纬度的增高迅速变低，甚至在北极圈内出现24小时黑夜，即无日照。两者的共同作用，使辐射总量随纬度的增高迅速减少。也就是说，从赤道到高纬之间辐射量的梯度很大。辐射量的这种冬夏变化是导致北半球大洋水温南北方向的梯度冬季大于夏季的主要原因。
从图中还可以看出，月总辐射量的最大值出现在副热带海域。这一方面与太阳高度大相对应，同时又因为在副热带高压区云量少有直接关系。在赤道海域却由于云量较多而影响了辐射量，因此相对较低。在高纬海区尽管夏季的辐射量大，但由于冰雪的融化，消耗了大量的热量，所以水温仍然很低，在一年中不会引起很大变幅。