Mid-ocean povrchové teploty se liší s zeměpisné šířky v reakci na rovnováhu mezi příchozí sluneční záření a outgoing longwave záření. Existuje přebytek příchozího slunečního záření v zeměpisných šířkách menších než přibližně 45° a přebytek ztráty záření v zeměpisných šířkách vyšších než přibližně 45°., Položený na této radiační bilance jsou sezónní změny v intenzitě slunečního záření a dobu trvání denního světla v důsledku naklonění Zemské osy k rovině ekliptiky a oběh planety o této osy. Kombinovaný účinek těchto proměnných je to, že průměrná hladina oceánu jsou teploty vyšší, při nízkých zeměpisných šířkách než ve vysokých zeměpisných šířkách., Protože Slunce, s ohledem na Zemi, migruje každoročně mezi Obratníkem raka a Obratníkem Kozoroha, roční změna v ohřívání Zemského povrchu je malá při nízkých zeměpisných šířkách a velké na středních a vyšších zeměpisných šířkách.
voda má extrémně vysokou tepelnou kapacitu a teplo se mísí dolů během letních podmínek povrchového ohřevu a nahoru během zimního povrchového chlazení. Tento přenos tepla snižuje skutečnou změnu teplot povrchu oceánu během ročního cyklu. V tropech je oceánský povrch celoročně teplý, sezónně se pohybuje kolem 1 až 2 °C (1,8 až 3,6 °F)., Ve středních nadmořských výškách se teploty středního oceánu v průběhu roku pohybují kolem 8 °C (14,4 °F). V polárních zeměpisných šířkách zůstává povrchová teplota blízko bodu mrazu mořské vody, asi -1,9 °C (28,6 ° F).
teploty půdy mají velký roční rozsah ve vysokých zeměpisných šířkách kvůli nízké tepelné kapacitě povrchu půdy. Blízkost k pozemku, izolace vody z otevřeného oceánu, a procesy, které kontrolují stabilitu povrchu vody kombinovat zvýšit roční rozsah nearshore teplota povrchu oceánu.,
V zimě převládají větry nést studené vzduchové hmoty z kontinentů v mírném a subarktickém zeměpisných šířkách, chlazení přilehlé povrchové mořské vody nižší než mid-ocean úrovni. V létě dochází k opačnému účinku, protože teplé kontinentální vzdušné masy se pohybují nad sousedním mořem. To vytváří větší roční nájezd v povrchové teploty moří ve středních zeměpisných šířek na západní straně oceány na Severní Polokouli, ale má jen malý vliv na Jižní Polokouli, protože tam je málo pozemků dárek., Místo toho oceány jižní polokoule působí na kontrolu teploty vzduchu, což zase ovlivňuje pozemní teploty mírného pásma a snižuje roční teplotní rozsah nad zemí.
oceánské proudy přenášejí vodu s vlastnostmi jedné latitudinální zóny do jiné zóny., Sever posunutí teplé vody do vyšších zeměpisných šířkách Golfský Proud Severního Atlantiku a Kuroshio (Japonsko Aktuální) ze Severního Pacifiku vytváří ostré změny teploty podél současné hranice nebo tepelné frontách, kde tyto sever-stěhování toků setkat chladnější voda, která teče na jih od vyšších zeměpisných šířkách. Proudy studené vody proudící z vyšších do nižších zeměpisných šířek také vytlačují povrchové izotermy z téměř konstantních latitudinálních poloh., V nízkých zeměpisných šířkách větry jednat přesunout vodu pryč od lee pobřeží, povrch planety na výrobu oblastech pobřežních vyvěrající vodu z hloubky a snížení povrchové teploty.
teploty v oceánech klesají se zvyšující se hloubkou. Ve větších hloubkách nedochází k žádným sezónním změnám. Teplotní rozsah sahá od 30 °C (86 ° F) na mořské hladině do -1 °C (30,2 °F) na mořském dně. Stejně jako slanost je teplota v hloubce určena podmínkami, se kterými se voda setkala, když byla poslední na povrchu., V nízkých zeměpisných šířkách je změna teploty shora dolů v oceánech velká. Ve vysokých mírných a arktických oblastech vytváří tvorba husté vody na povrchu, který klesá do hloubky, téměř izotermické podmínky s hloubkou.
oblasti oceánů, které zažívají každoroční změnu povrchového vytápění, mají v létě mělkou vrstvu smíšené s větrem zvýšené teploty. Pod tímto téměř izotermické vrstvy 10 až 20 metrů (33 až 66 stop) tlusté, teplota rychle klesá s hloubkou, které tvoří mělké sezónní termoklinálou (tj. vrstva ostrý vertikální změna teploty)., Během zimního chlazení a zvýšeného míchání větru na povrchu oceánu konvektivní převrácení a míchání vymaže tuto mělkou termoklinu a prohloubí izotermickou vrstvu. Sezónní termoklinka se znovu vytvoří, když se léto vrátí. Ve větších hloubkách slabší nesezónní thermocline je zjištěno, oddělující vody od mírných a subpolar zdrojů.
pod touto stálou termoklinou se teploty pomalu snižují. Ve velmi hlubokých oceánských pánvích lze pozorovat mírné zvýšení teploty s hloubkou., K tomu dochází, když jsou nejhlubší části oceánů naplněny vodou s jednou teplotou ze společného zdroje. Tato voda zažívá adiabatický nárůst teploty, když klesá. Takový nárůst teploty neznamená, že vodní sloupec je nestabilní, protože zvýšená teplota je způsobena kompresí, což zvyšuje hustotu vody. Například povrchová mořská voda 2 °C (35,6 °F) klesající do hloubky 10 000 metrů (asi 33 000 stop) zvyšuje její teplotu asi o 1,3 °C (2,3 °F)., Při měření hlubinných teplot se vypočítá adiabatická teplota, která je funkcí slanosti, počáteční teploty a změny tlaku, a odečte se od pozorované teploty, aby se získala potenciální teplota. Potenciální teploty se používají k identifikaci společného typu vody a ke sledování této vody zpět ke zdroji.