Die Oberflächentemperaturen im Mittleren Ozean variieren je nach Breitengrad als Reaktion auf das Gleichgewicht zwischen ankommender Sonnenstrahlung und abfließender Langwellenstrahlung. Es gibt einen Überschuss an einfallender Sonnenstrahlung in Breiten unter etwa 45° und einen Überschuss an Strahlungsverlust in Breiten über etwa 45°., Überlagert von dieser Strahlungsbilanz sind saisonale Veränderungen der Intensität der Sonnenstrahlung und der Dauer der Tageslichtstunden aufgrund der Neigung der Erdachse zur Ebene der Ekliptik und der Rotation des Planeten um diese Achse. Der kombinierte Effekt dieser Variablen besteht darin, dass die durchschnittlichen Ozeanoberflächentemperaturen in niedrigen Breiten höher sind als in hohen Breiten., Da die Sonne in Bezug auf die Erde jährlich zwischen dem Wendekreis des Krebses und dem Wendekreis des Steinbocks wandert, ist die jährliche Änderung der Erwärmung der Erdoberfläche in niedrigen Breiten gering und in mittleren und höheren Breiten groß.
Wasser hat eine extrem hohe Wärmekapazität, und Wärme wird während der Sommeroberflächenheizbedingungen nach unten und während der Winteroberflächenkühlung nach oben gemischt. Diese Wärmeübertragung reduziert die tatsächliche Änderung der Ozeanoberflächentemperaturen über den Jahreszyklus. In den Tropen ist die Meeresoberfläche ganzjährig warm und variiert saisonal zwischen 1 und 2 °C., In mittleren Breiten variieren die Temperaturen im mittleren Ozean etwa 8 °C (14,4 °F) über das Jahr. In den polaren Breiten bleibt die Oberflächentemperatur nahe dem Gefrierpunkt des Meerwassers, etwa -1,9 °C (28,6 °F).
Landtemperaturen haben aufgrund der geringen Wärmekapazität der Landoberfläche einen großen jährlichen Bereich in hohen Breiten. Die Nähe zu Land, die Isolierung von Wasser aus dem offenen Ozean und Prozesse, die die Stabilität des Oberflächenwassers steuern, erhöhen zusammen den jährlichen Bereich der küstennahen Ozeanoberflächentemperatur.,
Im Winter tragen die vorherrschenden Winde kalte Luftmassen in gemäßigten und subarktischen Breiten von den Kontinenten ab und kühlen das angrenzende Oberflächenwasser unterhalb des mittleren Meeresspiegels ab. Im Sommer tritt der gegenteilige Effekt auf, da sich warme kontinentale Luftmassen über das angrenzende Meer bewegen. Dies schafft einen größeren jährlichen Bereich der Meeresoberflächentemperaturen in mittleren Breiten auf den Westseiten der Ozeane der nördlichen Hemisphäre, hat aber nur einen geringen Effekt in der südlichen Hemisphäre, da wenig Land vorhanden ist., Stattdessen steuern die Ozeane der südlichen Hemisphäre die Lufttemperatur, was wiederum die Landtemperaturen der gemäßigten Zone beeinflusst und den jährlichen Temperaturbereich über dem Land verringert.
Meeresströmungen transportieren Wasser mit den Eigenschaften einer Breiten Zone in eine andere Zone., Die nördliche Verdrängung von warmem Wasser in höhere Breiten durch den Golfstrom des Nordatlantiks und den Kuroshio (Japanstrom) des Nordpazifiks führt zu starken Temperaturschwankungen entlang der aktuellen Grenzen oder Wärmefronten, wo diese sich nach Norden bewegenden Strömungen auf kälteres Wasser treffen, das aus höheren Breiten nach Süden fließt. Kaltwasserströmungen, die von höheren in niedrigere Breiten fließen, verdrängen auch Oberflächenisothermen aus nahezu konstanten Breitenpositionen., In niedrigen Breiten bewegen die Passatwinde das Wasser von den Lee-Küsten der Landmassen weg, um Gebiete mit Küstenaufschwellung von Wasser aus der Tiefe zu erzeugen und die Oberflächentemperaturen zu senken.
Die Temperaturen in den Ozeanen nehmen mit zunehmender Tiefe ab. Es gibt keine saisonalen Veränderungen in den größeren Tiefen. Der Temperaturbereich reicht von 30 °C (86 °F) an der Meeresoberfläche bis -1 °C (30,2 °F) am Meeresboden. Wie der Salzgehalt wird die Temperatur in der Tiefe durch die Bedingungen bestimmt, denen das Wasser begegnet ist, als es zuletzt an der Oberfläche war., In den niedrigen Breiten ist die Temperaturänderung von oben nach unten in den Ozeanen groß. In hoch gemäßigten und arktischen Regionen erzeugt die Bildung von dichtem Wasser an der Oberfläche, das in die Tiefe sinkt, nahezu isotherme Bedingungen mit Tiefe.
Bereiche der Ozeane, in denen sich die Oberflächenbeheizung jährlich ändert, haben im Sommer eine flache windgemischte Schicht erhöhter Temperatur. Unterhalb dieser fast isothermen Schicht von 10 bis 20 Metern (33 bis 66 Fuß) Dicke nimmt die Temperatur mit der Tiefe schnell ab und bildet eine flache saisonale Thermolinie (dh eine Schicht mit starker vertikaler Temperaturänderung)., Während der Winterkühlung und der verstärkten Windmischung an der Meeresoberfläche löschen konvektives Umkippen und Mischen diese flache Thermolinie und vertiefen die isotherme Schicht. Die saisonale Thermocline bildet sich wieder, wenn der Sommer zurückkehrt. In größeren Tiefen findet sich eine schwächere nicht saisonale Thermolinie, die Wasser von gemäßigten und subpolaren Quellen trennt.
Unterhalb dieser permanenten Thermolinie sinken die Temperaturen langsam. In den sehr tiefen Ozeanbecken kann beobachtet werden, dass die Temperatur mit der Tiefe leicht ansteigt., Dies geschieht, wenn die tiefsten Teile der Ozeane mit Wasser mit einer einzigen Temperatur aus einer gemeinsamen Quelle gefüllt sind. Dieses Wasser erfährt beim Absinken einen adiabatischen Temperaturanstieg. Ein solcher Temperaturanstieg macht die Wassersäule nicht instabil, da die erhöhte Temperatur durch Kompression verursacht wird, die die Dichte des Wassers erhöht. Zum Beispiel erhöht Oberflächenwasser von 2 °C (35,6 °F), das bis zu einer Tiefe von 10.000 Metern (etwa 33.000 Fuß) sinkt, seine Temperatur um etwa 1,3 °C (2,3 °F)., Bei der Messung von Tiefseetemperaturen wird der adiabatische Temperaturanstieg, der eine Funktion des Salzgehalts, der Anfangstemperatur und der Druckänderung ist, berechnet und von der beobachteten Temperatur subtrahiert, um die potentielle Temperatur zu erhalten. Mögliche Temperaturen werden verwendet, um eine gemeinsame Art von Wasser zu identifizieren und dieses Wasser zurück zu seiner Quelle zu verfolgen.