Les températures de surface de L’océan moyen varient avec la latitude en réponse à l’équilibre entre le rayonnement solaire entrant et le rayonnement sortant des ondes longues. Il y a un excès de rayonnement solaire entrant à des latitudes inférieures à environ 45° et un excès de perte de rayonnement à des latitudes supérieures à environ 45°., À cet équilibre de rayonnement se superposent des changements saisonniers dans l’intensité du rayonnement solaire et la durée des heures de lumière du jour dus à l’inclinaison de l’axe de la Terre par rapport au plan de l’écliptique et à la rotation de la planète autour de cet axe. L’effet combiné de ces variables est que les températures moyennes de surface des océans sont plus élevées aux basses latitudes qu’aux hautes latitudes., Parce que le soleil, par rapport à la Terre, migre chaque année entre le tropique du Cancer et le tropique du Capricorne, le changement annuel de chauffage de la surface de la Terre est faible aux basses latitudes et grand aux latitudes moyennes et supérieures.
l’eau a une capacité thermique extrêmement élevée, et la chaleur est mélangée vers le bas pendant les conditions de chauffage de surface en été et vers le haut pendant le refroidissement de surface en hiver. Ce transfert de chaleur réduit la variation réelle des températures de surface de l’océan au cours du cycle annuel. Sous les tropiques, la surface de l’océan est chaude toute l’année, variant selon les saisons d’environ 1 à 2 °C (1,8 à 3,6 °F)., Aux latitudes moyennes, les températures moyennes de l’océan varient d’environ 8 °C (14,4 °F) au cours de l’année. Aux latitudes polaires, la température de surface reste proche du point de congélation de l’eau de mer, soit environ -1,9 °c (28,6 °F).
Les températures des terres ont une grande plage annuelle aux hautes latitudes en raison de la faible capacité calorifique de la surface des terres. La proximité de la terre, l’isolement de l’eau de la haute mer et les processus qui contrôlent la stabilité de l’eau de surface se combinent pour augmenter la plage annuelle de température de surface de l’océan proche du rivage.,
En hiver, les vents dominants transportent des masses d’air froid au large des continents sous les latitudes tempérées et subarctiques, refroidissant l’eau de mer de surface adjacente sous celle du niveau moyen de l’océan. En été, l’effet inverse se produit, car les masses d’air continental chaud se déplacent au-dessus de la mer adjacente. Cela crée une plus grande plage annuelle de températures de surface de la mer aux latitudes moyennes sur les côtés ouest des océans de l’hémisphère nord, mais n’a qu’un faible effet dans l’hémisphère sud, car il y a peu de terres présentes., Au lieu de cela, les océans de l’hémisphère sud agissent pour contrôler la température de l’air, qui à son tour influence les températures terrestres de la zone tempérée et réduit la plage de température annuelle sur la terre.
Les courants océaniques transportent l’eau ayant les caractéristiques d’une zone latitudinale vers une autre zone., Le déplacement vers le nord de l’eau chaude vers des latitudes plus élevées par le Gulf Stream de l’Atlantique Nord et le Kuroshio (courant du Japon) du Pacifique nord crée des changements brusques de température le long des frontières actuelles ou des fronts thermiques, où ces flux se déplaçant vers le nord rencontrent des eaux plus froides s’écoulant vers le sud Les courants d’eau froide circulant des latitudes supérieures aux latitudes inférieures déplacent également les isothermes de surface des positions latitudinales quasi constantes., Aux basses latitudes, les alizés agissent pour éloigner l’eau des côtes lee des masses terrestres pour produire des zones de remontée côtière de l’eau en profondeur et réduire les températures de surface.
Les températures dans les océans diminuent avec l’augmentation de la profondeur. Il n’y a pas de changements saisonniers aux plus grandes profondeurs. La plage de température s’étend de 30 °C (86 °F) à la surface de la mer à -1 °C (30,2 °F) au fond de la mer. Comme la salinité, la température en profondeur est déterminée par les conditions que l’eau a rencontrées lors de sa dernière présence à la surface., Dans les basses latitudes, le changement de température de haut en bas dans les océans est important. Dans les régions tempérées et arctiques élevées, la formation d’eau dense à la surface qui s’enfonce en profondeur produit des conditions presque isothermes avec la profondeur.
Les Zones des océans qui subissent un changement annuel de chauffage de surface ont une couche peu profonde mélangée au vent de température élevée en été. Au-dessous de cette couche presque isotherme de 10 à 20 mètres (33 à 66 pieds) d’épaisseur, la température diminue rapidement avec la profondeur, formant une thermocline saisonnière peu profonde (c.-à-d. une couche de changement de température vertical brusque)., Pendant le refroidissement hivernal et l’augmentation du mélange des vents à la surface de l’océan, le renversement et le mélange convectifs effacent cette thermocline peu profonde et approfondissent la couche isotherme. La thermocline saisonnière se reforme au retour de l’été. À de plus grandes profondeurs, on trouve une thermocline non saisonnière plus faible séparant l’eau des sources tempérées et subpolaires.
en dessous de cette thermocline permanente, les températures diminuent lentement. Dans les bassins océaniques très profonds, on peut observer que la température augmente légèrement avec la profondeur., Cela se produit lorsque les parties les plus profondes des océans sont remplies d’eau avec une seule température provenant d’une source commune. Cette eau subit une élévation de température adiabatique lorsqu’elle coule. Une telle élévation de température ne rend pas la colonne d’eau instable, car l’augmentation de la température est causée par la compression, ce qui augmente la densité de l’eau. Par exemple, l’eau de mer de surface de 2 °c (35,6 °F) s’enfonçant à une profondeur de 10 000 mètres (environ 33 000 pieds) augmente sa température d’environ 1,3 °C (2,3 °F)., Lors de la mesure des températures en haute mer, l’élévation de température adiabatique, qui est fonction de la salinité, de la température initiale et du changement de pression, est calculée et soustraite de la température observée pour obtenir la température potentielle. Les températures potentielles sont utilisées pour identifier un type d’eau commun et pour retracer cette eau jusqu’à sa source.