温度分布

海洋中部表面温度随纬度变化，以响应流入海水之间的平衡太阳辐射和外向的长波辐射．在低于约45°的纬度有过多的入射太阳辐射，而在高于约45°的纬度有过多的辐射损失。叠加在这个辐射平衡上季节性太阳辐射强度的变化和白天时间的持续时间由于倾斜地球的黄道平面的轴和行星绕黄道平面旋转的轴。这些变量的综合影响是，低纬度地区的平均海洋表面温度高于高纬度地区。因为太阳，相对于地球，每年迁移北回归线和南回归线，地表升温的年变化在低纬度小，在中纬度和高纬度大。

水有极高的能量热容，夏季地表加热时热量向下混合，冬季地表冷却时热量向上混合。这传热减少海洋表面温度在年周期内的实际变化。在热带地区，海洋表面全年温暖，季节性变化约为1至2°C(1.8至3.6°F)。在中纬度地区，海洋中部的温度每年变化约8°C(14.4°F)。在极地纬度，地表温度保持在海平面附近冰点海水，约为- 1.9°C(28.6°F)。

在高纬度地区，由于地表热容较低，地表温度的年变化幅度较大。靠近陆地，隔离水与控制地表水稳定性的过程相结合，增加了近岸海洋表面温度的年变化范围。

在冬天流行的风带着冷空气在温带和亚北极纬度的大陆外的大量物质，使地球降温相邻海水:低于海洋中层的表层海水在夏天相反的效果发生了，因为温暖的大陆气团移动到邻近的海洋。这在北半球海洋西侧的中纬度地区造成了更大的海洋表面温度年变化范围，但对南半球的影响很小，因为那里几乎没有陆地。相反，南半球的海洋控制着空气温度，而空气温度反过来又影响着温带的陆地温度，缩小了陆地的年温度范围。

洋流挑水有特征从一个纬度带到另一个纬度带。暖流北移至高纬度地区墨西哥湾流北大西洋和黑潮北太平洋的(日本流)造成了沿洋流边界或热锋的温度急剧变化，这些向北移动的流动与从高纬度向南流动的较冷的水相遇。从高纬度流向低纬度的冷水流也从接近恒定的纬度位置取代了地面等温线。在低纬度地区，信风的作用是将水从大陆块的背风海岸移走，从而产生沿海从深处上涌的水，降低地表温度。

海洋的温度随着深度的增加而降低。在更深的海底没有季节的变化。温度范围从海面的30°C(86°F)延伸到海床的−1°C(30.2°F)。和盐度一样，水深的温度是由水所处的环境决定的遇到当它最后一次浮出水面的时候。在低纬度地区，海洋从上到下的温度变化很大。在高温带和北极地区，在表面形成的致密水下沉到深度产生近等温条件与深度。

每年表面加热变化的海洋区域在夏季有一个浅层的风混合层，温度升高。在这个10到20米(33到66英尺)厚的几乎等温层下面，温度随着深度的增加而迅速下降，形成了浅层斜温层(即垂直温度急剧变化的层)。在冬季冷却和海洋表面风混合增加期间，对流翻转和混合消除了浅层温跃层，加深了等温层。夏季回来时，季节性温跃层重新形成。在更深的地方，发现一个较弱的非季节性温跃层将水与海水分开温带还有亚极地源。

在这个永久温跃层之下，温度缓慢下降。在极深的海洋盆地，可以观察到温度随深度的增加而略有增加。当海洋的最深处充满了来自共同来源的单一温度的水时，就会发生这种情况。这水经历了绝热温升当它下沉时。这样的温升并没有使水柱不稳定，因为温度的升高是由压缩引起的，压缩增加了密度水。例如，2°C(35.6°F)的表层海水下沉到10,000米(约33,000英尺)的深度，其温度会增加约1.3°C(2.3°F)。在测量深海温度时，计算绝热温升，这是盐度、初始温度和压力变化的函数，并从观测温度中减去，以得到潜在温度。位势温度被用来识别一种常见的水，并追踪这种水的来源。