海洋与外界还不断地进行水量交换。对整个世界大洋而言，也存在着水量收支平衡的关系，但它与海洋热平衡有着质的差异。海洋的热量基本上只靠太阳辐射这一外部热源输入，然后在各种过程的制约下，得以达成某种平衡。而海洋中水量平衡却不然，水的来源及支出都是在地球系统自身之内进行循环的，所以又称为水循环，而海洋热平衡却不能称为热量循环。海洋中的水量收支影响着盐度的分布与变化。

一、影响水平衡的因子

海洋中水的收入主要靠降水(Precipitation)、陆地径流(Runoff)和融冰；支出则主要是蒸发和结冰。

1.蒸发蒸发不仅使海洋失去热量，同时又使海洋失去水量。据计算，海洋每年失去的水量为(440～454)×103km3。蒸发将使海洋每年下降124～126cm。由图3—9可见，蒸发在海洋中的分布是很不均匀的。赤道附近小，南、北副热带海域出现两个极大值，蒸发量可达140cm，向高纬迅速减小，至两极海

2.降水降水是海洋水收入的最重要因子。每年可达(411～416)×103km3，但其分布也是不均匀的。由图3—9可见，在赤道附近的热带海域降水量最大，年平均降水量可达180cm以上，在副热带海域降至60cm左右，而南北两半球的极锋附近又显著增多，然后向极方向迅速减少。它与蒸发量之间，除大于50°的高纬海域外，其变化曲线几乎是反位相的。因为它们是海洋水量支出与收入的主要影响因子，可想而知，必对海洋表层盐度的分布产生巨大的影响。

3.大陆径流大陆径流，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极不均匀的。进入各大洋的径流量最大的要算大西洋，其中仅亚马孙河就几乎占全世界径流量的20％；另外尚有刚果河，密西西比河及欧洲许多河流的流入，致使大西洋的入海淡水居世界之首。它们可使大西洋平均洋面上升23cm/a。印度洋次之。对太平洋来说，注入最大的河流是中国的长江，但其径流量只及亚马孙河的18.9％，由于太平洋面积广阔，所有陆地径流量平均只能使其水面上升7cm/a。

4.结冰与融冰结冰与融冰是海洋水平衡中的可逆过程。海冰被海水冲击到陆地上使海洋失去水量，相反，冻结在陆地上冰的融化会使海洋水量增加。如果被冻结在陆地上的冰全部融化流入海洋，将使海平面上升66m。就目前而言，结冰与融冰的量基本上是平衡的。但在个别海域，不同季节，不平衡的情况仍然存在。例如，在南极大陆上的冰川，以每天1m的速度向海洋推进，断裂入海后形成巨大的冰山；北极海域的格陵兰岛也是冰山发源地，这些冰山终将融化，对局部海域水平衡的影响是不容忽视的。

二、水量平衡方程

对整个世界大洋而言，水量的收支应该是平衡的。但对局部海域而言，不一定时时都能平衡，从而导致水位的上升或下降，这又会引起海水的流动，以达到水量与水位的调整。考虑到海洋中水量收支的各种因素，其全水量平衡方程可写为下列形式

q=P+R+M+Ui-E-F-U0 (3-39)

式中P为降水，R为陆地径流，M(Melt)为融冰，Ui(In)为海流及混合使海域获得的水量，E(Evapotation)为蒸发，F(Freeze)为结冰，U0(Out)为海流及混合使海洋失去的水量，余项q为研究海域在某时段内水量交换的盈余(q＞0)或亏损(q＜0)。

对整个世界大洋而言，结冰(F)与融冰(M)是可逆过程，相互抵消，由海流混合带入的水量(Ui)和带走的水量(U0)也应相等，因此有

q=P＋R-E (3-40)

该式对某些特定海域有时也可直接引用。因为在大多数海域可不考虑结冰与融冰的影响；在具有封闭环流的海域内，例如某一海湾中，可视为Ui=U0。

式(3—40)表明，大陆径流、蒸发和降水三个因子是决定世界大洋水量平衡的基本因子。布迪科(1974)计算，就世界大洋总平均而言，R=12cm/a，P=114cm/a，E=126cm/a，故q=0。

当然对某个大洋，只考虑P、R和E三项，就不能保持q=0。如太平洋因降水与径流之和大于蒸发，水量有盈余；大西洋则因蒸发大于降水与径流之和，导致水位损失12cm/a；北冰洋因蒸发少，径流多而有水量盈余。因此，大西洋需要太平洋和北冰洋的水进行补充。

海洋中水量盈余将使盐度减小，反之使盐度增大。在大洋的东西两边，由于流向相反，它们对盐度的影响，平均后基本可以抵消，而大洋中部，由于径流的影响很小，因而表层盐度随纬度的变化，就基本上受制于蒸发与降水之差(E-P)的变化了。乌斯特(1954)发现，在60°S～40°N大洋表面盐度分布与(E-P)的经向分布十分相似，并给出如下公式

S=34.47+0.0150(E-P) 10°N～40°N

S=34.92+0.0125(E-P) 60°S～10°N

说明盐度与(E-P)之间存在线性关系。