物理海洋学
海洋循環（および大気循環）のエネル 表面で吸収される太陽光の量は緯度によって強く変化し、赤道では極よりも大きく、これは大気と海洋の両方で流体の動きを引き起こし、赤道から極に向かって熱を再分配するように作用し、流体の動きがない場合に存在する温度勾配を減少させる。 おそらく、この熱の四分の三は大気中に運ばれ、残りは海に運ばれます。
大気は下から加熱され、対流につながり、その最大の表現はハドリー循環である。 対照的に、海は上から加熱され、対流を抑制する傾向があります。 代わりに、海洋深層水は、冷たい塩辛い水がかなり制限された地域に沈む極地で形成されます。 これが熱塩循環の始まりです。
海洋流は主に表面風応力によって駆動されるため、大規模な大気循環は海洋循環を理解するために重要です。 ハドレー循環は、熱帯地方では東風、中緯度では偏西風につながります。 これにより、亜熱帯海洋盆地の大部分（スヴェルドラップ収支）全体の赤道方向の流れが遅くなります。 帰りの流れは強く、狭い、poleward西部の境界の流れで起こる。 大気のように、海は深いよりもはるかに広く、したがって水平運動は一般的に垂直運動よりもはるかに高速です。 南半球では海の連続したベルトがあるので、中緯度の偏西風は強い南極の循環極流を強制します。 北半球では陸塊がこれを防ぎ、海洋循環は大西洋と太平洋の盆地でより小さなジャイルに分割されます。
コリオリ効果編集
コリオリ効果は、流体の流れの偏向をもたらします（北半球では右に、南半球では左に）。 これは海の流れに大きな影響を与えます。 特にそれは流れがそれらが長い一定期間の間持続するようにする高低圧力システムのまわりで行くことを意味する。 その結果、圧力の小さい変化は測定可能な流れを作り出すことができる。 たとえば、海面の高さが100万分の1になると、中緯度では10cm/sの電流が発生します。 コリオリ効果が極で最大であり、赤道で弱いという事実は、東部の境界には存在しない鋭い、比較的安定した西部の境界電流をもたらす。 二次循環の効果も参照してください。
Ekman transportEdit
Ekman transportは、北半球では風の右に90度、南半球では風の左に90度の地表水を正味に輸送します。 風が海の表面を横切って吹くと、それは地表水の薄い層に”つかむ”。 次に、その薄い水のシートは、運動エネルギーをその下の水の薄い層に移動させます。 しかし、コリオリ効果のために、水の層の進行方向は、北半球ではより深くなるにつれてゆっくりと右に、南半球では左に移動します。 ほとんどの場合、風の影響を受けた水の一番下の層は100m–150mの深さにあり、風が吹いている方向とは完全に反対の約180度を移動しています。 全体として、水の正味の輸送は、風の元の方向から90度になります。
Langmuir circulationEdit
Langmuir circulationは、風が吹いている方向に平行な海の表面にwindrowsと呼ばれる薄く目に見える縞模様が発生します。 風が3つ以上のm s−1と吹いていれば、約5-300のmを離れてupwelling、downwelling交互になる平行windrowsを作成できます。 これらの風車は、時計回りと反時計回りに交互に回転する隣接する卵形の水細胞（約6m（20ft）の深さまで伸びる）によって作成されます。 収束ゾーンでは破片、泡、海藻が蓄積し、発散ゾーンではプランクトンが捕獲されて表面に運ばれます。 分岐ゾーンに多くのプランクトンがある場合、魚はしばしばそれらを食べるために引き寄せられます。
海洋–大気interfaceEdit
海洋-大気インターフェイスでは、海洋と大気は熱、水分、運動量のフラックスを交換します。
熱
表面での重要な熱項は、顕熱流束、潜熱流束、入ってくる日射量および長波（赤外線）放射のバランスである。 一般的に、熱帯の海は熱の純利益を示す傾向があり、極の海は純損失、海のエネルギー極の純移動の結果を示す傾向があります。
海洋の大きな熱容量は、海洋に隣接する地域の気候を緩和し、そのような場所で海洋性気候につながります。 これは、夏に蓄熱し、冬に放出すること、またはより暖かい場所からの熱の輸送の結果であり得る：これの特に注目すべき例は、少なくとも部分的には北大西洋の漂流によって加熱される西ヨーロッパである。
運動量
表面の風は毎秒メートルオーダーの傾向があり、海流は毎秒センチメートルオーダーの傾向があります。 したがって、大気の観点からは、海は効果的に静止していると考えることができ、海の観点からは、大気はその表面に大きな風のストレスを課し、これが海に大規模な流れを強制する。
風のストレスを介して、風は海面波を生成し、長い波は風速に向かって傾向がある位相速度を持っています。 表面風の運動量は、海洋表面波によってエネルギー流束に伝達される。 波の存在による海面の粗さの増加は、表面付近の風を変化させる。
水分
海は降雨から水分を獲得したり、蒸発によって水分を失うことがあります。 蒸発損失は海の塩分を残します;例えば地中海とペルシャ湾は強い蒸発損失を持っています;密な塩辛い水の結果として生じるプルームは、ジブラルタル海峡を通って大西洋に追跡することができます。 かつては、蒸発/降水が海流の主要な要因であると考えられていました。
惑星の波編集
ケルビン波
ケルビン波は、2つの境界または反対の力（通常はコリオリ力と海岸線または赤道の間）の間にチャネリングされている任意のプログレッシブ波です。 沿岸と赤道の2つのタイプがあります。 ケルビン波は重力によって駆動され、非分散である。 これはケルビンの波が長い一定期間にわたる形そして方向を保つことができることを意味する。 これらは、通常、エルニーニョ-南部振動の開始時の貿易風の変化など、風の突然のシフトによって作成されます。
沿岸ケルビン波は海岸線に沿っており、北半球では常に反時計回りの方向（進行方向の右側に海岸線があります）、南半球では時計回りに伝播します。
赤道ケルビン波は、赤道をガイドとして使用して、北半球と南半球の東に伝播します。
ケルビン波は非常に高速であることが知られており、典型的には毎秒2-3メートル前後である。 彼らは数千キロメートルの波長と数十メートルの振幅を持っています。
ロスビー波
ロスビー波、または惑星の波は、海と大陸の間の温度差によって対流圏で生成された巨大な、遅い波です。 それらの主な復元力は、緯度によるコリオリ力の変化である。 それらの波の振幅は、通常、数十メートルと非常に大きな波長にあります。 彼らは通常、低または中緯度で発見されます。
ロスビー波には、バロトロピック波とバロクリニック波の二つのタイプがあります。 バロトロピックRossby波は最高速度を持っており、垂直方向に変化しません。 バロクリニックロスビー波ははるかに遅いです。
ロスビー波の特別な識別機能は、個々の波の位相速度は常に西方向の成分を持っていますが、グループ速度は任意の方向にすることができます。 通常、短いロスビー波は東向きのグループの速度を持ち、長いものは西向きのグループの速度を持っています。
気候variabilityEdit
ヒートポンプの一種である海洋循環の相互作用、およびそのような濃度などの生物学的影響二酸化炭素の数十年の時間スケールで地球規模の気候変動をもたらす可能性があります。 これらの相互作用に起因する既知の気候変動には、太平洋十年振動、北大西洋振動、および北極振動が含まれる。 熱塩循環の海洋プロセスは、世界中の熱再分配の重要な要素であり、この循環の変化は気候に大きな影響を与える可能性があります。
La Niña–El NiñoEdit
and
南極circumpolar waveEdit
これは、約八年ごとに南の海を一周する結合された海洋/大気波である。 それは波2現象であるため（緯度円には2つのピークと2つの谷があります）、空間内の各固定点では4年の周期を持つ信号が見られます。 波は南極循環極流の方向に東に移動します。
海流編集
最も重要な海流の中には、次のものがあります。:
- 南極循環極流
- 深海（密度駆動）
- 西境界流
- 湾岸流
- 黒潮
- ラブラドール海流
- 親潮海流
- アグルハス海流
- ブラジル海流
- 東オーストラリア海流
- 東オーストラリア海流
- カリフォルニア電流
- カナリア電流
- ペルー電流
- ベンゲラ電流
南極circumpolarEdit
南極を取り巻く海洋体は、現在、広い緯度帯の開放水域がある唯一の連続した水域です。 大西洋、太平洋、インド洋を相互接続し、卓越した西風が波の振幅を大幅に増加させるために中断のないストレッチを提供します。 一般に、これらの卓越風は主に円極流の輸送に関与していると認められている。 この電流は現在、時間とともに、おそらく振動的に変化すると考えられています。
Deep oceanEdit
ノルウェー海では蒸発冷却が優勢であり、沈没している水塊である北大西洋深層水（NADW）が盆地を満たし、グリーンランド、アイスランド、英国を結ぶ潜水艦のクレバスを通って南に流出する。 その後、大西洋の西の境界に沿って流れ、流れの一部は赤道に沿って東に移動し、その後極方向に海盆に移動します。 NADWは循環極流に引き込まれ、インドと太平洋の盆地に追跡することができます。 しかし、北極海盆から太平洋への流れは、ベーリング海峡の狭い浅瀬によって妨げられています。
また、深海トレンチを作成するプレートテクトニクスを含む海底の地質学を探ることについての海洋地質学を参照してください。
Western boundaryEdit
アゾレス諸島-バミューダ諸島のような高圧（高気圧）システムの周りを回る風によって強制される理想化された亜熱帯海洋盆地は、内部の赤道に向かってゆっくりとした定常流を伴うジャイル循環を発達させる。 Henry Stommelによって議論されたように、これらの流れは西部境界の領域でバランスが取れており、西部境界電流と呼ばれる薄い速い極流が発達する。 実際の海の流れはより複雑ですが、湾岸の流れ、Agulhas、黒潮はそのような流れの例です。 それらは狭く（約100km）、速い（約1.5m/s）。
赤道西境界流は、大西洋および親潮の東グリーンランドおよびラブラドール海流などの熱帯および極地で発生します。 彼らは低圧（サイクロン）の周りの風の循環によって強制されます。
ガルフストリーム
ガルフストリームは、その北の延長、北大西洋海流と一緒に、メキシコ湾に由来し、フロリダ海峡を通って出て、大西洋を横断する前に北東に米国とニューファンドランド島の東海岸に続く、強力な、暖かく、迅速な大西洋海流です。
黒潮
黒潮は、台湾の東海岸沖の西太平洋に見られる海流であり、日本を過ぎて北東に流れ、北太平洋海流の東のドリフトと合流する海流です。 それは大西洋の湾流に類似しており、暖かい熱帯の水を極地に向かって北に輸送しています。