Teplotní bilance oceánů je výsledkem mezi množstvím tepla přijímaného a vydávaného. Přenos tepla se uskutečňuje hlavně mořskými proudy z nižších do vyšších zeměpisných šířek a s povrchu oceánů do hloubky. Zdroje, nichž se do oceánů dodává teplo, jsou následující: absorpce slunečního záření, teplo ze dna oceánů (ze zemské kůry i pláště), přeměna kinetické energie na teplo, nepatrným množstvím přispívá i ohřívání vody chemickými a biologickými procesy, tok tepla z atmosféry, kondenzace vodních par, radioaktivní rozpad prvků. Naopak ke ztrátám tepla dochází vyzařování tepla z povrchu oceánů, konvekčním proudění do chladnějšího vzduchu nebo odnímáním tepla při vypařování.
Výsledkem rozdílu mezi přijímaným, přenášeným a vydávaným teplem je reálná teplota vody při hladině. Světový oceán je obrovská zásobárna tepelné energie a funguje i jako regulátor teploty. Oceán přijímá více tepelné energie nežli přilehlé pevniny, což je výsledkem menšího odrazu světla na hladině nežli na pevnině.
Přenos tepla v oceánech probíhá jak v horizontálním, tak i vertikálním směru, a to hlavně mořskými proudy (z nižších zeměpisných šířek do vyšších. Výměna tepla ve vertikálním směru se uskutečňuje tokem tepla (velmi nepatrně), konvekčním tepelným prouděním (termohalinní konvekce) a turbulencí.
Povrchové teploty Světového oceánu se vykazují podle průběhu izoterem horizontální pásmitost. Vlivem rozložení pevnin, velkých povrchových proudů a výstupnými proudy je podmíněn vznik teplotních anomálií (východní části oceánů jsou poněkud chladnější než jejich západní části).
Barva
mořské vody může být zdánlivá,
daná odraz oblohy, mraků, světla, a pak barva
skutečná, způsobená
vlivem suspenze (minerální i biogenní). Větší množství
minerální suspenze (jíl, silt - nad 10 g/m3) dává mořím žlutavou
nebo nahnědlou barvu. Bohatý výskyt planktonu (nad 1 g/m3) způsobí
barvu zelenou, vody s menším obsahem planktonu mají barvu modrou.
Části
oceánů, kde je biologická produkce nejmenší (tzv. mořské pouště) mají
barvu
kobaltově modrou.
Poměrně
značná část oceánu je
pokryta ledem, kdy na konci zimy při maximálním rozšíření ledu je ledem
cca 32
mil. km2. Z toho na oblast Antarktidy připadá na
konci
zimy plocha cca 20 mil. km2, v létě je to jen 4 mil. km2.
V
Arktida je konci zimy zaledněno cca 12 mil. km2, v létě
9 mil.
km2. Mořská voda vlivem zvýšeného obsahu solí zamrzá při
teplotě
nižší než 0˚C. Při normální salinitě 35 ‰ a hustotě 1,028 zamrzá při
-1,9 ˚C. Zamrzání mořské vody může být zpomalováno (mořské proudy,
silné vlnění a dmutí) nebo urychlováno
(sněžení, drobné víření – vznik
krystalizačních jader). Čistý mořský led má při 0˚C hustotu
0,91676,
protože však obsahuje zbytky vody, plynů a jiných nečistot, kolísá jeho
hustota
mezi 0,857 a 0,920. Obsah solí v ledu závisí na rychlosti
krystalizace a
stáří ledu. Čím rychleji se led tvoří, tím více solí obsahuje. Se
stárnutím se
z ledu sůl vylučuje vertikální difúzí (vertikálně členitá až
stébelnatá
struktura mořského ledu), starý led má barvu našedlou až namodralou,
nový led
je jiskřivě bílý. Pevnost mořského ledu oproti sladkovodnímu je
třetinová.
Cyklus uhlíku
se uskutečňuje jednak mezi oceánem a souší, jednak uvnitř oceánu. Oxid uhličitý je ve
svrchních vodních vrstvách v rovnováze s atmosférickým. Jeho
koncentrace jsou v opačném trendu než koncentrace kyslíku. Voda reaguje
s atmosférickým oxidem uhličitým za vzniku slabé kyseliny uhličité a
podle pH okolního prostředí dochází ke zpětnému rozkladu nebo k
částečné či úplné disociaci. Je-li mořská voda příliš zásaditá, dojde k
chemické reakci, při níž se do mořské vody uvolní kationt H+
Karbonátový systém reguluje pH prostředí
oceánu, chrání oceán před výraznějšími výkyvy pH, tedy aby nebyla
mořská voda příliš kyselá či zásaditá. Jelikož chladná voda dokáže lépe
rozpouštět plyny, obsahuje voda při hladině méně oxidu uhličitého než
mořská voda v hlubších částech oceánu. Ve větších hloubkách
nedochází ke zvyšování kyselosti prostředí, jelikož díky odumírání
některých planktonních organismů a hromadění jejich vápenatých schránek
na mořském dně dochází ke reakci, při níž se schránky rozpouští a
kyselina uhličitá se částečně neutralizuje. V určité hloubce oceánu je
karbonátová kompenzační hladina, pod kterou se uhličitan vápenatý
nevyskytuje v pevné formě, ale je rozpuštěný ve vodě právě díky
kyselině uhličité.