temperatury powierzchni Śródoceanicznej różnią się w zależności od szerokości geograficznej w odpowiedzi na równowagę między przychodzącym promieniowaniem słonecznym a wychodzącym promieniowaniem długofalowym. Występuje nadmiar promieniowania słonecznego na szerokościach geograficznych mniejszych niż około 45° i nadmiar strat promieniowania na szerokościach geograficznych większych niż około 45°., Na ten bilans promieniowania nakładają się sezonowe zmiany natężenia promieniowania słonecznego i czasu trwania godzin światła dziennego, wynikające z nachylenia osi Ziemi do płaszczyzny ekliptyki i obrotu planety wokół tej osi. Łączny efekt tych zmiennych polega na tym, że średnie temperatury powierzchni oceanu są wyższe na niskich szerokościach geograficznych niż na wysokich szerokościach geograficznych., Ponieważ słońce, w odniesieniu do ziemi, co roku migruje między Zwrotnikiem raka a Zwrotnikiem Koziorożca, roczna zmiana ogrzewania powierzchni Ziemi jest mała na niskich szerokościach geograficznych i duża na średnich i wyższych szerokościach geograficznych.
woda ma bardzo dużą pojemność cieplną, a ciepło miesza się w dół podczas letnich warunków ogrzewania powierzchni i w górę podczas zimowych warunków chłodzenia powierzchni. Ta wymiana ciepła zmniejsza rzeczywistą zmianę temperatury powierzchni oceanu w cyklu rocznym. W tropikach powierzchnia oceanu jest ciepła przez cały rok, wahając się sezonowo około 1 do 2 °C (1,8 do 3,6 °F)., Na midlatudes Mid-ocean temperatury wahają się około 8 °C (14.4 °F) w ciągu roku. Na polarnych szerokościach geograficznych temperatura powierzchni pozostaje w pobliżu punktu zamarzania wody morskiej, około -1,9 °C (28,6 °F).
temperatury gruntów mają duży roczny Zakres na wysokich szerokościach geograficznych ze względu na niską pojemność cieplną powierzchni gruntów. Bliskość lądu, izolacja wody od otwartego oceanu i procesy kontrolujące stabilność wód powierzchniowych łączą się w celu zwiększenia rocznego zakresu temperatury powierzchni oceanu w pobliżu brzegu.,
w zimie przeważające wiatry przenoszą zimne masy powietrza z kontynentów w umiarkowanych i subarktycznych szerokościach geograficznych, chłodząc przylegającą powierzchnię wody morskiej poniżej poziomu śródoceanicznego. W lecie występuje odwrotny efekt, gdy ciepłe kontynentalne masy powietrza przemieszczają się nad sąsiednim morzem. Tworzy to większy roczny zakres temperatur powierzchni mórz na średnich szerokościach geograficznych po zachodniej stronie oceanów półkuli północnej, ale ma tylko niewielki wpływ na półkuli południowej, ponieważ jest mało lądu., Zamiast tego oceany półkuli południowej działają w celu kontrolowania temperatury powietrza, co z kolei wpływa na temperatury lądowe strefy umiarkowanej i zmniejsza roczny zakres temperatur nad lądem.
prądy oceaniczne przenoszą wodę o cechach jednej strefy szerokości geograficznej do innej., Przesunięcie ciepłej wody w kierunku północnym do wyższych szerokości geograficznych przez strumień Zatoki Północnego Atlantyku i Kuroshio (prąd Japoński) Północnego Pacyfiku powoduje gwałtowne zmiany temperatury wzdłuż obecnych granic lub frontów termicznych, gdzie te przepływy poruszające się na północ spotykają zimniejszą wodę płynącą na południe z wyższych szerokości geograficznych. Prądy zimnej wody płynące z wyższych i niższych szerokości geograficznych również wypierają izotermy powierzchniowe z bliskich stałych pozycji szerokości geograficznej., Na niskich szerokościach geograficznych wiatry działają, aby przenieść wodę z dala od lee wybrzeży lądów, aby wytworzyć obszary przybrzeżne upwelling wody z głębokości i zmniejszyć temperaturę powierzchni.
temperatury w oceanach maleją wraz ze wzrostem głębokości. Na większych głębokościach nie występują sezonowe zmiany. Zakres temperatur rozciąga się od 30 °C (86 °F) na powierzchni morza do -1 °C (30,2 °f) na dnie morza. Podobnie jak zasolenie, temperatura na głębokości jest określana przez Warunki, które woda napotkała, gdy ostatni raz była na powierzchni., Na niskich szerokościach geograficznych zmiana temperatury z góry na dół w oceanach jest duża. W regionach o wysokim klimacie umiarkowanym i Arktycznym tworzenie się gęstej wody na powierzchni, która tonie na głębokość, stwarza prawie izotermiczne Warunki z głębokością.
obszary oceanów, które doświadczają rocznej zmiany ogrzewania powierzchni, mają płytką warstwę mieszaną z wiatrem o podwyższonej temperaturze latem. Poniżej tej niemal izotermicznej warstwy o grubości od 10 do 20 metrów temperatura gwałtownie spada wraz z głębokością, tworząc płytką sezonową termoklinę (tj. warstwę ostrej pionowej zmiany temperatury)., Podczas zimowego ochłodzenia i wzmożonego mieszania się wiatru na powierzchni oceanu, przewracanie konwekcyjne i mieszanie wymazują tę płytką termoklinę i pogłębiają warstwę izotermiczną. Sezonowa termoklina ponownie formuje się po powrocie lata. Na większych głębokościach występuje słabsza termoklina niesezonowa oddzielająca wodę od źródeł umiarkowanych i subpolarnych.
poniżej tej stałej termokliny temperatura powoli spada. W bardzo głębokich basenach oceanicznych można zaobserwować, że temperatura nieznacznie wzrasta wraz z głębokością., Dzieje się tak, gdy najgłębsze części oceanów są wypełnione wodą o jednej temperaturze ze wspólnego źródła. Woda ta doświadcza adiabatycznego wzrostu temperatury, gdy tonie. Taki wzrost temperatury nie powoduje niestabilności słupa wody, ponieważ podwyższona temperatura jest spowodowana kompresją, która zwiększa gęstość wody. Na przykład powierzchniowa woda morska o temperaturze 2 °C (35,6 °F) tonąca na głębokość 10 000 metrów (około 33 000 stóp) zwiększa temperaturę o około 1,3 °c (2,3 °f)., Podczas pomiaru temperatur głębinowych, adiabatyczny wzrost temperatury, który jest funkcją zasolenia, temperatury początkowej i zmiany ciśnienia, jest obliczany i odejmowany od obserwowanej temperatury, aby uzyskać temperaturę potencjalną. Potencjalne temperatury są wykorzystywane do identyfikacji wspólnego rodzaju wody i śledzenia tej wody z powrotem do jej źródła.