温跃层又分为不受季节影响的主温跃层、与上层海洋季节变化密切关联的季节性温跃层、与海洋昼夜变化密切关联的昼夜温跃层或称周日温跃层，以及位于大洋深处的深渊温跃层。

①主温跃层：又称永久性温跃层，位于100～800米深度，是大洋热力结构的主要特征，常年存在于大洋次表层并不随季节变化。主温跃层强度和深度随地理位置不同有很大变化。在赤道海域，主温跃层较强、较薄，其上界的深度也较浅。由于低纬度盛行东风，驱动上层暖水向西堆积，主温跃层沿赤道自西向东逐渐变浅。在中纬度海域，由于亚热带负的风应力旋度所产生的向下推动力，主温跃层逐渐加深，强度变弱，厚度增加。在北大西洋（北太平洋）亚热带流涡的西部，主温跃层深度可达800（500）米。在高纬度，主温跃层重新变浅。在北半球，代表主温跃层的等密度面沿着亚热带和亚极带之间的边界露出海面；在南半球，主温跃层沿着南极绕极流的北部边缘露出海面。可见，极地海域不出现主温跃层。或者，从另一个角度来看，在这两种情况下，主温跃层表现为强烈的海洋锋面，并伴随着以纬向流动为主的强海流系统出现。

主温跃层的温度随地点不同有显著变化。例如，赤道西太平洋主温跃层温度约为21℃，并向东逐渐递减为18℃。在中纬度海域，主温跃层温度更低，在北太平洋约为8～10℃，而北大西洋约为10～12℃。

主温跃层强度也随地理位置不同而不同。在亚热带流涡区，主温跃层垂向温度梯度量级约为2～4℃/100米；在赤道西太平洋约为10℃/100米，赤道东太平洋约为20℃/100米。

大洋主温跃层的这种水平变化，主要由大洋风生环流和局地年平均的海-气能量交换强度所决定。

主温跃层是位于海面以下温度和密度有巨大变化的薄层，它将变化缓慢的深海与变化迅速的上层海洋分隔开来。主温跃层的结构与上层大洋环流密切相关。主温跃层深度的差异，从某种程度上反映了不同海域风应力的差异与海洋层化的差异，在风生环流的讨论中，主温跃层深度的平方与层化成反比。基于主温跃层特征所发展的约化重力海洋模式和连续层化海洋模式是研究上层海洋环流诸多变化及其动力机制最有力的研究工具之一。

主温跃层的存在，对海洋深层中的声传播有重大影响。海洋中的深层声道处于主温跃层的下界附近（约1000米深处）。主温跃层强度和深度的变化，对海洋中水声探测和通信均有重要影响。

②季节性温跃层：主要发生在中高纬度海区，其深度和强度具有明显的季节性变化。季节性温跃层在春季和夏季形成并发展，深度一般在50～100米；在秋季和冬季，由于海洋表层冷却和强风搅拌，上层混合均匀，混合层加深，季节性温跃层消失。

在低纬度海区，季节性温度差异不足以形成明显的季节性温跃层，这时主温跃层较为接近海洋表层，其上界深度大致在100～150米深并直接成为上混合层的下界。

③昼夜温跃层：又称周日温跃层，是由于海洋上混合层中温度的周日变化所导致的。进入海面的太阳辐射能，大约有90%在海面厚约10米的水层中被吸收，因此只要海洋表面在白昼有足够的热量输入，周日跃层便可在任何纬度的海域中形成。白昼形成的跃层，在午后增强并加深，其温度阶跃一般可达1～4℃，而厚度则主要取决于海表风力的搅拌混合强弱，一般可达10～20米。夜间，由于海面向上辐射热量，海洋表层温度下降，密度增大，白昼形成的温跃层消失。昼夜温跃层的深度阶跃，正比于海面在一天内收入的总热量，反比于其厚度（深度）。一般而言，由于春季海面得到的热量多于失去的热量，昼夜温跃层对上混合层的加热和季节性温跃层的形成有一定贡献；秋季，海面的净热通量向上，海面冷却导致的对流运动往往能贯穿整个上混合层，从而对上混合层及季节性温跃层的加深有重要作用。值得一提的是，在晴朗而平静的夜间，海面由于辐射冷却，往往会形成一个厚度仅约1厘米的“逆温层”。这时，海面的温度可能比其下1厘米处的温度低零点几度。