El aspecto superficial del océano se conoce hoy gracias a la observación espacial; vivimos en el llamado planeta azul; desde el espacio se ve, sobre todo, el mar azul, las nubes blancas y cantidades relativamente pequeñas de tierra; podemos distinguir el oleaje y, con el estudio cuidadoso de los litorales, el movimiento diario y semidiario de todas las cuencas oceánicas, lo que constituye las mareas; estas observaciones visuales quedan confinadas a la superficie; otras propiedades importantes requieren medidas realizadas desde barcos.
La distribución de la temperatura superficial del mar es la propiedad que mejor se conoce, porque puede medirse desde el espacio, así como con métodos sencillos que pueden ser realizados en los barcos mercantes. En el océano abierto decrece desde valores de 30 °C o más cerca del ecuador, hasta -2 °C cerca del hielo de las altas latitudes. La salinidad es más difícil de determinar y por tanto resulta menos conocida; es relativamente baja en latitudes altas y tiene un máximo subtropical cerca de 25° latitud N y de 25° latitud S, con un mínimo ecuatorial en medio. Esta distribución está relacionada con las diferencias entre la evaporación y la precipitación; la salinidad baja del ecuador deriva de las copiosas lluvias tropicales (responsables de las junglas y de los bosques tropicales), y las medidas máximas lo hacen de la lluvia escasa y de los anticiclones subtropicales (con zonas de desiertos). Tanto la temperatura como la salinidad están distribuidas de forma aproximadamente zonal, con contornos que van de Este a Oeste. Cerca de las costas hay anomalías asociadas con las corrientes oceánicas y con un fenómeno conocido como emergencia. Las regiones de emergencia se encuentran cerca de las fronteras orientales de los océanos, donde los vientos que soplan a lo largo de la costa pueden producir una corriente media superficial que se aleja de la tierra. Agua más profunda (desde tal vez 500 m) sube para reemplazar el déficit, haciendo descender la temperatura. Esta agua suele ser rica en sales nutritivas; por tanto, estas zonas tienen una producción geológica grande y son ricas en peces y en otras formas de comunidades marinas.
Las observaciones submarinas son mucho menos numerosas, pero los científicos conocen bien las distribuciones medias de temperatura, salinidad y oxígeno, y tienen información más incompleta sobre los otros constituyentes. De lejos, lo que mejor se conoce es la estructura de temperaturas. El rango es el mismo que el de la superficie (de -2 °C a 30 °C, justo el rango de temperaturas en las que los seres humanos podemos vivir), pero hay mucha más agua fría que caliente: la temperatura media es de 3,5 °C. Toda el agua más caliente que 5 °C está confinada a una capa poco profunda entre los 50° latitud N y los 50° latitud S.
Aparte de los cambios superficiales estacionarios o diarios, la estructura típica es la de una capa de agua casi isoterma cerca de la superficie, separada por otra capa con cambios bruscos de temperatura (la termoclina principal) de una última capa gruesa que se extiende hasta el fondo marino. Al Norte y al Sur de la latitud 50° la temperatura varía poco con la profundidad. En las latitudes medias la temperatura superficial crece y la profundidad de la termoclina principal es máxima, aproximadamente de 1 km. A latitudes bajas, la temperatura de superficie es alta y la termoclina asciende (unos 100 m) con un cambio rápido de la temperatura con la profundidad. Esta estructura es explicable parcialmente en términos de las propiedades físicas del agua de mar: en general, cuanto más fría sea el agua, ésta será más pesada; así, es de esperar que el agua más densa (fría) descenderá para llenar las cuencas más profundas del océano. En regiones polares, durante el invierno el agua más fría se encuentra en la superficie; después de que su calor se haya radiado en la larga noche polar, desciende y enfría el océano profundo, incluso bajo los trópicos y el ecuador. El cómo y el porqué exactos de estos procesos se sigue investigando. La salinidad, como la temperatura, afecta a la densidad, en especial en las bajas temperaturas polares. Las regiones principales de descenso de las aguas parecen tener una extensión limitada, confinadas al mar de Weddell, en el sector Atlántico del océano Antártico, y a los mares de Groenlandia y Noruega en el océano Atlántico. La estructura salina del océano es más compleja que la térmica. En general el agua más densa, con menor temperatura, se encuentra en el fondo. La salinidad afecta menos a la densidad y, por tanto, puede ser más variable con la profundidad. Los procesos que afectan a la salinidad (la lluvia que diluye el agua y la evaporación que la concentra) se producen en la superficie y forman masas de agua con combinaciones particulares de salinidad y de temperatura. Cuando una de estas masas abandona la superficie, su temperatura y salinidad sólo se alteran por la mezcla con otras masas. La mayoría de estos procesos de mezcla tratan al calor y a la sal de la misma manera; así, una masa de agua tiende a conservar su propia relación característica entre temperatura y salinidad (T/S).
La temperatura y la salinidad son los trazadores más importantes para indicar las regiones originales de las masas de agua. Se llaman trazadores conservativos porque no hay procesos, fuera de la superficie, que añadan o sustraigan calor o sal; así, en las capas más profundas se conservan sus valores. Un diagrama T/S, mostrando cómo varía la salinidad con la temperatura en una columna particular de agua, proporciona una especie de huella que permite el seguimiento de las masas de agua durante miles de kilómetros; sólo se modifican poco a poco por la mezcla lenta con otras masas de agua; el proceso detallado que realiza la mezcla presenta un problema central en la oceanografía física moderna.
Existen otros trazadores que, aun sin ser conservativos, son valiosos porque proporcionan indicaciones de tiempo. El agua en la superficie del mar suele estar saturada (o incluso sobresaturada) con gases atmosféricos, entre ellos el oxígeno. Cuando esta agua abandona la superficie y se desplaza, su concentración de oxígeno disminuye porque es el sostén vital de las criaturas marinas y porque participa en la descomposición de los detritos. Así, el contenido decreciente de oxígeno es una indicación del tiempo transcurrido desde que el agua abandonó la superficie. En algunas regiones donde el agua está estancada, todo el oxígeno ha sido utilizado y, en su lugar, se encuentra sulfuro de hidrógeno; el mar Negro es un ejemplo clásico: se dice que se llama así porque los sulfuros oscurecen los objetos metálicos sumergidos.
Otros trazadores, llamados trazadores transitorios, tienen distribuciones que cambian con el tiempo, a veces por la influencia humana. Es el caso del tritio, isótopo más pesado del hidrógeno; su concentración en el océano se debe casi por completo a las desintegraciones radiactivas de las pruebas para armas nucleares ocurridas desde la II Guerra Mundial. Su difusión en el océano ha esclarecido algunos ritmos de circulación oceánica y la magnitud de las mezclas. El tritio es radiactivo, se desintegra con una vida media de 1.245 años para formar un isótopo estable, el helio 3. Medidas del tritio y del helio 3 en una misma muestra proporcionan una estimación del tiempo transcurrido desde que el agua abandonó la superficie. Tanto esta medida como su interpretación son complejas, pero están produciendo bastantes pistas sobre la circulación oceánica profunda; otros trazadores creados por el hombre, como los freones, también suministran resultados valiosos y se están haciendo estudios sobre la posibilidad de inyectar trazadores, como el hexafluoruro de azufre, para investigar el transporte y las mezclas.
