พลศาสตร์ของมหาสมุทรเป็นตัวกำหนดและอธิบายการไหลของน้ำภายในมหาสมุทร อุณหภูมิและการเคลื่อนที่ของมหาสมุทรสามารถแบ่งออกเป็นสามชั้นที่แตกต่างกัน ได้แก่ ชั้นผสม (ผิวน้ำ) มหาสมุทรส่วนบน (เหนือชั้นเทอร์โมไคลน์ ) และมหาสมุทรส่วนลึก

พลวัตของมหาสมุทรได้รับการศึกษาตามประเพณีโดยการสุ่มตัวอย่างจากเครื่องมือในสถานที่^{[ 1 ]}

ชั้นผสมอยู่ใกล้ผิวน้ำมากที่สุดและมีความหนาแตกต่างกันไปตั้งแต่ 10 ถึง 500 เมตร ชั้นนี้มีคุณสมบัติ เช่น อุณหภูมิความเค็มและออกซิเจนละลายซึ่งมีความสม่ำเสมอตามความลึก สะท้อนถึงประวัติของความปั่นป่วนที่เกิดขึ้น (ชั้นบรรยากาศมีชั้นขอบเขตดาวเคราะห์ ที่คล้ายคลึงกัน ) ความปั่นป่วนสูงในชั้นผสม อย่างไรก็ตาม ความปั่นป่วนจะลดลงเหลือศูนย์ที่ฐานของชั้นผสม ความปั่นป่วนจะเพิ่มขึ้นอีกครั้งใต้ฐานของชั้นผสมเนื่องจากความไม่เสถียรของแรงเฉือน ที่ละติจูดนอกเขตร้อน ชั้นนี้จะลึกที่สุดในช่วงปลายฤดูหนาวอันเป็นผลมาจากการเย็นตัวของพื้นผิวและพายุฤดูหนาว และค่อนข้างตื้นในฤดูร้อน พลวัตของมันถูกควบคุมโดยการผสมแบบปั่นป่วน เช่นเดียวกับการขนส่งแบบเอกมันการแลกเปลี่ยนกับชั้นบรรยากาศด้านบน และการพาความร้อน ในแนว นอน^{[ 2 ]}

มหาสมุทรชั้นบนซึ่งมีลักษณะอุณหภูมิอบอุ่นและการเคลื่อนไหวที่เกิดขึ้นอย่างต่อเนื่อง มีความลึกแตกต่างกันไปตั้งแต่ 100 เมตรหรือน้อยกว่าในเขตร้อนและมหาสมุทรตะวันออก ไปจนถึงมากกว่า 800 เมตรในมหาสมุทรกึ่งเขตร้อนทางตะวันตก ชั้นนี้มีการแลกเปลี่ยนคุณสมบัติ เช่น ความร้อนและน้ำจืดกับบรรยากาศในช่วงเวลาไม่กี่ปี ใต้ชั้นผสม มหาสมุทรชั้นบนโดยทั่วไปจะถูกควบคุมโดยความสัมพันธ์ แบบอุทกสถิตและ ธรณีสถิต^{[ 2 ]} ข้อยกเว้น ได้แก่ เขตร้อนลึกและบริเวณชายฝั่ง

มหาสมุทรลึกนั้นทั้งเย็นและมืด มีความเร็วของกระแสน้ำค่อนข้างต่ำ (แม้ว่าจะมีบางพื้นที่ในมหาสมุทรลึกที่มีการไหลเวียนของน้ำอย่างมีนัยสำคัญ) มหาสมุทรลึกได้รับน้ำจากมหาสมุทรชั้นบนในบริเวณทางภูมิศาสตร์ที่จำกัดเพียงไม่กี่แห่ง ได้แก่มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ ใกล้ขั้วโลก และบริเวณที่น้ำจมลงหลายแห่งรอบทวีปแอนตาร์กติกาเนื่องจากปริมาณน้ำที่ส่งไปยังมหาสมุทรลึกมีน้อย ระยะเวลาเฉลี่ยที่น้ำคงอยู่ในมหาสมุทรลึกจึงวัดได้เป็นร้อยปี ในชั้นน้ำนี้ ความสัมพันธ์ระหว่างความดันอุทกสถิตและความดันธรณีภาคโดยทั่วไปยังคงใช้ได้ และการผสมผสานของน้ำโดยทั่วไปค่อนข้างอ่อน

พลศาสตร์ของมหาสมุทรถูกควบคุมโดยสมการการเคลื่อนที่ของนิวตันซึ่งแสดงออกมาในรูปสมการนาเวียร์-สโตกส์สำหรับองค์ประกอบของไหลที่ตำแหน่ง ( x , y , z ) บนพื้นผิวของดาวเคราะห์ที่หมุนอยู่ และเคลื่อนที่ด้วยความเร็ว (u, v, w) สัมพันธ์กับพื้นผิวนั้น:

• สมการโมเมนตัมโซน:$${\displaystyle {\frac {Du}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial x}}+fv+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{x}}{\partial z}}}$$
• สมการโมเมนตัมตามแนวเส้นเมริเดียน:$${\displaystyle {\frac {Dv}{Dt}}=-{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial p}{\partial y}}-fu+{\frac {1}{\rho }}{\frac {\partial \tau _{y}}{\partial z}}}$$
• สมการโมเมนตัมแนวตั้ง (สมมติว่ามหาสมุทรอยู่ในสมดุลอุทกสถิต ):$${\displaystyle {\frac {\partial p}{\partial z}}=-\rho g}$$
• สม การ ความต่อเนื่อง (โดยสมมติว่ามหาสมุทรไม่สามารถบีอัดได้):$${\displaystyle {\frac {\partial u}{\partial x}}+{\frac {\partial v}{\partial y}}+{\frac {\partial w}{\partial z}}=0}$$
• สม การ อุณหภูมิ : ^{[ 2 ]}$${\displaystyle {\frac {\partial T}{\partial t}}+u{\frac {\partial T}{\partial x}}+v{\frac {\partial T}{\partial y}}+w{\frac {\partial T}{\partial z}}=Q.}$$
• สม การ ความเค็ม : ^{[ 2 ]}$${\displaystyle {\frac {\partial S}{\partial t}}+u{\frac {\partial S}{\partial x}}+v{\frac {\partial S}{\partial y}}+w{\frac {\partial S}{\partial z}}=(EP)S(z=0).}$$

ในที่นี้ "u" คือความเร็วตามแนวแกนตะวันออก-ตะวันตก "v" คือความเร็วตามแนวแกนเหนือ-ใต้ "w" คือความเร็วในแนวดิ่ง "p" คือความดัน "ρ" คือความหนาแน่น "T" คืออุณหภูมิ "S" คือความเค็ม "g" คือความเร่งเนื่องจากแรงโน้มถ่วง "τ" คือแรงลม และ "f" คือพารามิเตอร์โคริโอลิส "Q" คือความร้อนที่ไหลเข้าสู่มหาสมุทร ในขณะที่ "PE" คือน้ำจืดที่ไหลเข้าสู่มหาสมุทร

พลวัตของชั้นผสมค่อนข้างซับซ้อน อย่างไรก็ตาม ในบางภูมิภาคก็สามารถลดความซับซ้อนลงได้ การขนส่งแนวนอนที่ขับเคลื่อนด้วยลมในชั้นผสมนั้นอธิบายได้โดยประมาณด้วย พลวัต ของชั้น Ekmanซึ่งการแพร่กระจายในแนวดิ่งของโมเมนตัมจะสมดุลกับผลของ Coriolis และแรงลม^{[ 3 ]}การขนส่ง Ekman นี้ซ้อนทับอยู่บนการไหลแบบ geostrophic ที่เกี่ยวข้องกับการไล่ระดับความหนาแน่นในแนวนอน

การบรรจบและการแยกตัวในแนวนอนภายในชั้นผสม เช่น เนื่องจากการบรรจบกันของการขนส่งแบบเอกมัน ทำให้เกิดข้อกำหนดว่ามหาสมุทรด้านล่างชั้นผสมจะต้องเคลื่อนย้ายอนุภาคของไหลในแนวดิ่ง แต่หนึ่งในนัยยะของความสัมพันธ์แบบจีโอสโทรฟิกคือ ขนาดของการเคลื่อนที่ในแนวนอนจะต้องมากกว่าขนาดของการเคลื่อนที่ในแนวดิ่งอย่างมาก ดังนั้น ความเร็วในแนวดิ่งที่อ่อนแอซึ่งเกี่ยวข้องกับการบรรจบกันของการขนส่งแบบเอกมัน (วัดเป็นเมตรต่อวัน) ทำให้เกิดการเคลื่อนที่ในแนวนอนด้วยความเร็ว 10 เซนติเมตรต่อวินาทีหรือมากกว่านั้น ความสัมพันธ์ทางคณิตศาสตร์ระหว่างความเร็วในแนวดิ่งและแนวนอนสามารถหาได้โดยการแสดงแนวคิดของการอนุรักษ์โมเมนตัมเชิงมุมสำหรับของไหลบนทรงกลมที่หมุน ความสัมพันธ์นี้ (พร้อมการประมาณเพิ่มเติมอีกสองสามประการ) เป็นที่รู้จักในหมู่นักสมุทรศาสตร์ในชื่อความสัมพันธ์ของสเวอร์ดรัป [ ^{3 ] หนึ่ง}ในนัยยะของมันคือผลลัพธ์ที่ว่าการบรรจบกันในแนวนอนของการขนส่งแบบเอกมันที่สังเกตได้ว่าเกิดขึ้นในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือและแปซิฟิกเขตร้อนชื้น บังคับให้เกิดการไหลไปทางใต้ทั่วทั้งภายในของมหาสมุทรทั้งสองนี้ กระแสน้ำชายฝั่งตะวันตก ( กระแสน้ำกัลฟ์สตรีมและ กระแสน้ำ คุโรชิโอ ) มีอยู่เพื่อนำน้ำกลับไปยังละติจูดที่สูงขึ้น