海

地球の海
1969 年に宇宙から見た地球の太平洋
流域 国	海岸線の長さによる国の一覧
表面積	3億6100万km2 （139,382,879平方マイル） （地球の表面積の71%）[1]
平均深度	3.688 km (2 マイル) [2]
最大深度	11.034 km (6.856 mi) (チャレンジャー海淵) [3]
水量	1,370,000,000 km 3 (328,680,479 cu mi) [1] (地球上の水の97.5%)
海岸長1	低間隔計算: 356,000 km (221,208 mi) [4] 高間隔計算: 1,634,701 km (1,015,756 mi) [5] [曖昧]
最高温度	30 °C (86 °F) (最大表面) 20 °C (68 °F) (平均表面) 4℃（39℉）（平均）[6] [7]
最低気温	−2 °C (28 °F) (表面) 1 °C (34 °F) (最深部) [6] [7]
セクション/サブ流域	主な区分（数量％）： 太平洋（50.1%） 大西洋（23.3％） インド洋（19.8％） 南極・南極海（5.4%） 北極海（1.4％） その他の区分:縁海
塹壕	海溝の一覧
1海岸長は明確に定義された尺度ではありません。

海洋は、地球の約70.8%を覆う塩水の塊である。^[8]英語では、海洋という用語は、世界の海洋が慣習的に分割されている大きな水域を指すこともある。^[9]次の名前は、5つの異なる海洋領域を表している：太平洋、大西洋、インド洋、南極/南部、北極。^{[10] [11]海洋は}地球上の水の97%を含み^{[8] 、地球の}水圏の主成分であるため、地球上の生命にとって不可欠である。海洋は、巨大な熱貯蔵庫として機能することで、気候や天候パターン、炭素循環、水循環に影響を与えている。

海洋科学者は、物理的および生物学的条件に基づいて、海洋を垂直ゾーンと水平ゾーンに分割します。遠洋ゾーンは、海面から海底までの外洋の水柱です。水柱はさらに、深さと光の量に基づいてゾーンに分割されます。光合成ゾーンは表面から始まり、「光強度が表面値の1％にすぎない深さ」と定義されています^{[12] ：36}（外洋では約200メートル）。これは光合成が発生するゾーンです。このプロセスでは、植物と微細藻類（自由浮遊性植物プランクトン）が光、水、二酸化炭素、栄養素を使用して有機物を生成します。その結果、光合成ゾーンは最も生物多様性が高く、海洋生態系の大部分を維持する食糧供給源となっています。海洋の光合成はまた、地球の大気中の酸素の半分を生成します。^[13]光は数百メートルしか浸透できません。深海の残りの部分は冷たく暗い（これらのゾーンは中深層水域および無光層と呼ばれます）。大陸棚は、海と陸地が出会う場所です。深さは数百メートル以下と、より浅いです。人間の活動は、大陸棚内の 海洋生物に悪影響を及ぼすことがよくあります。

海水温は、海面に到達する太陽​​放射の量によって決まります。熱帯では、表面温度が30℃（86℉）以上に上昇することがあります。海氷が形成される極地では、平衡温度は約-2℃（28℉）です。海洋のすべての部分で、深海の水温は-2℃（28℉）から5℃（41℉）の範囲です。^[14]海洋の水が絶えず循環することで海流が発生します。これらの海流は、温度と塩分の差、大気の循環（風）、コリオリの力など、水に作用する力によって引き起こされます。^[15] 潮の満ち引き​​によって潮流が発生し、風と波によって表層流が発生します。メキシコ湾流、黒潮、アガラス海流、南極周極海流はすべて主要な海流です。このような海流は、大量の水、ガス、汚染物質、熱を世界のさまざまな地域に、また海面から深海へと運びます。これらすべてが地球の気候システムに影響を及ぼします。

海水には酸素、二酸化炭素、窒素などの溶存ガスが含まれています。これらのガスの交換は海面で起こります。これらのガスの溶解度は水温と塩分濃度に依存します。^[16]大気中の二酸化炭素濃度は、主に化石燃料の燃焼によるCO2排出により上昇しています。海洋が大気から_CO2を吸収すると、濃度の上昇は海洋の酸性化（ pH値の低下）につながります。^[17]

海は、生態系サービス、魚介類やその他の海洋資源へのアクセス、輸送手段など、人類に多くの恩恵をもたらしています。海は23万種以上の生物の生息地として知られていますが、おそらく200万種以上と、さらに多くの生物が生息している可能性があります。^[18]しかし、海洋汚染、乱獲、気候変動の影響など、海は多くの環境上の脅威に直面しています。これらの影響には、海洋温暖化、海洋酸性化、海面上昇が含まれます。大陸棚と沿岸水域は、人間の活動によって最も影響を受けています。

特定せずに使用される「海洋」または「海」という用語は、地球の表面の大部分を覆う相互につながった塩水域を指します。^{[10] [11]これには、}太平洋、大西洋、インド洋、南極海、北極海が含まれます。^[19]一般的な用語として、「海洋」と「海」はしばしば互換性があります。^[20]

厳密に言えば、「海」とは、陸地によって部分的または完全に囲まれた水域（一般的には世界の海洋の一部）である。^{[21] 「海」という言葉は、}北海や紅海など、多くの特定の、はるかに小さな海水域を指すために使用されることもある。海と海洋の間に明確な区別はないが、一般的に海はより小さく、部分的に（辺境海として）または完全に（内海として）陸地に囲まれていることが多い。^[22]

現代の世界海洋という概念は、20世紀初頭にロシアの海洋学者ユーリー・ショカルスキーによって造られ、地球の大部分を覆い取り囲む連続した海洋を指しました。^{[23] [24]}地球規模の相互接続された塩水塊は、世界海洋、地球規模の海洋、または大洋と呼ばれることもあります。^{[25] [26] [27]}構成要素間の交換が比較的制限されない連続した水塊の概念は、海洋学において重要です。^[28]

「海洋」という語は、古代ギリシャ神話に登場するティターン神族の長老であるオケアノス（/ oʊ ˈ s iː ə n ə s /、古代ギリシャ語：Ὠκεανός Ōkeanós、^[29] [ɔːkeanós]と発音）という古代の人物に由来しています。 古代ギリシャ人やローマ人は、オケアノスは世界を囲む 巨大な川の神の化身であると信じていました。

オケアノスの概念はインド・ヨーロッパ語族と関連している。ギリシャ語のオケアノスは、牛や川を捕らえた竜ヴリトラを述語とするヴェーダの異名アーシャヤナと比較されてきた。この概念に関連して、オケアノスは古代ギリシャの花瓶に竜の尾とともに表現されている。^[30]

科学者たちは、地球を形成した物質にはかなりの量の水が含まれていたと考えています。 ^{[31]地球の形成時に地球の質量が小さかったため、水分子は地球の重力からより容易に逃れることができたでしょう。これを}大気圏外脱出と呼びます。

惑星形成期には、地球にはマグマの海があった可能性がある。その後、ガス放出、火山活動、隕石の衝突により、現在の理論によれば、二酸化炭素、窒素、水蒸気からなる初期の大気が生成された。ガスと大気は数百万年かけて蓄積されたと考えられている。地球の表面が大幅に冷却された後、水蒸気は時間の経過とともに凝縮し、地球初の海を形成したと考えられる。^[32]初期の海は現在よりもかなり高温で、鉄分が多かったため緑色に見えた可能性がある。^[33]

地質学的証拠は、地球上に液体の水が存在した時期を制限するのに役立ちます。枕状玄武岩（水中噴火中に形成された岩石の一種）のサンプルがイスア緑色岩帯から回収され、38億年前に地球上に水が存在した証拠を提供しています。^{[34]カナダの}ケベック州ヌヴァギットゥク緑色岩帯では、ある研究^{[35]で38億年前、別の研究[36]}で42.8億年前と測定された岩石が、これらの時代に水が存在した証拠を示しています。^[34]これより前に海が存在していた場合、地質学的証拠はまだ発見されていないか、地殻リサイクルなどの地質学的プロセスによって破壊されています。しかし、2020年8月、研究者らは、地球が形成されて以来、海を満たすのに十分な水が常に地球上に存在していた可能性があると報告しました。^{[37] [38] [39]}このモデルでは、新しく形成された太陽の明るさが現在の70％に過ぎなかったときに、大気中の温室効果ガスが海洋の凍結を防いだとされている。^[40]

地球の海の起源は不明です。海は冥王代に形成されたと考えられており、生命の出現の原因となった可能性があります。

プレートテクトニクス、後氷河期の回復、海面上昇により、世界の海岸線と海洋の構造は絶えず変化しています。地球上の海洋は、何億年もの間、何らかの形で存在してきました。

海は形成されて以来、多くの過去の海洋区分によって様々な状態や形状を呈し、時には地球全体を覆った可能性もある。^[41]

寒冷な気候の時期には、より多くの氷冠と氷河が形成され、地球上の水供給の十分な量が氷として蓄積され、水循環の他の部分の水量を減らす。温暖な時期にはその逆が当てはまる。最終氷河期には、氷河が地球の陸地のほぼ3分の1を覆い、その結果、海面は現在よりも約122メートル（400フィート）低かった。約125,000年前の最後の地球規模の「温暖期」には、海面は現在よりも約5.5メートル（18フィート）高かった。約300万年前の海面は最大50メートル（165フィート）高かった可能性がある。^[42]

地球上の水の97%を占める海洋は、地球の表面の70.8%を占め、^[8]地球全体の海洋または世界海洋となっている。^{[23] [25]これにより、地球は活気に満ちた}水圏とともに「水の世界」^{[43] [44]}または「海洋の世界」^{[45] [46]}となり、特に地球の初期の歴史では、海洋が地球を完全に覆っていた可能性があると考えられていた。^[41]海の形は不規則で、地球の表面を不均一に占めている。これにより、地球の表面は水半球と陸半球に区別され、海洋はさまざまな海洋に分割されている。

海水は約3億6100万km2（1億3900万平方マイル）を覆い^、南太平洋の宇宙船の墓地として知られる地域にある「ポイント・ネモ」として知られる海洋の最遠の到達不能極は、48 °52.6′S 123°23.6′W / 48.8767°S 123.3933°W / -48.8767; -123.3933（ポイント・ネモ）にあります。この地点は、最も近い陸地から約2,688km（1,670マイル）離れています。^[47]

海を細分化するさまざまな慣習があり、海、湾、入江、湾口、海峡などの小さな水域によって区切られています。

海は慣習的に 5 つの主要な海に分けられ、面積と体積の降順で以下に示します。

海洋は地球の海洋盆地を満たしています。地球の海洋盆地は、地球の海洋地殻と大陸地殻のさまざまな地質区を覆っています。そのため、主に地球の構造盆地を覆っていますが、大陸棚も覆っています。

海洋中央部では、マグマが絶えず海底を通り、隣接するプレートの間に押し出されて海洋中央海嶺を形成し、ここではマントル内の対流が2つのプレートを引き離す傾向がある。これらの海嶺に平行で海岸に近いところでは、沈み込みと呼ばれるプロセスで、海洋プレートが別の海洋プレートの下に滑り込むことがある。ここで深い海溝が形成され、このプロセスではプレートが擦れ合うため摩擦が伴う。動きが急激に進み、地震を引き起こし、熱が発生してマグマが押し上げられて海底山脈が形成され、その一部は深い海溝の近くに火山島の列を形成することがある。陸と海の境界付近では、わずかに密度の高い海洋プレートが大陸プレートの下に滑り込み、より多くの沈み込み海溝が形成される。それらが擦れ合うと、大陸プレートは変形して座屈し、山脈の形成と地震活動を引き起こす。^{[57] [58]}

どの海盆にも中央海嶺があり、海の下に長い山脈を形成しています。これらは一緒になって世界最長の山脈を特徴とする地球規模の中央海嶺システムを形成しています。最長の連続山脈は65,000 km（40,000マイル）です。この海底山脈は、最長の大陸山脈であるアンデス山脈の数倍の長さです。^[59]

海洋学者は、海洋の20％未満しか地図化されていないと述べています。^{[60] [曖昧]}

陸地と海が接する部分を海岸といい、最低潮位から波しぶきの上限までの間の部分を汀という。浜辺は砂や小石が海岸に堆積したものである。^[61]岬は海に突き出た陸地の先端で、より大きな岬は岬と呼ばれる。海岸線の入り江、特に2つの岬の間は湾、狭い入江のある小さな湾は入り江、大きな湾は湾と呼ばれることがある。 [ ^62]海岸線は、海岸に到達する波の強さ、陸地の境界の勾配、海岸の岩石の組成と硬度、沖合斜面の傾斜、局所的な隆起や沈下による陸地の高さの変化など、いくつかの要因の影響を受ける。^[61]

通常、波は毎分6～8回の割合で海岸に向かって押し寄せ、これらは建設的な波として知られています。これは、海岸の物質を上方に動かす傾向があり、侵食効果が少ないためです。嵐の波は次々と海岸に到達し、その波が海岸の物質を海に向かって動かすため、破壊的な波として知られています。その影響で、海岸の砂と小石は擦り合わされ、磨耗します。満潮時には、崖の麓に衝突する嵐の波の力は、亀裂や割れ目の空気が圧縮され、圧力が解放されて急速に膨張するため、破壊的な効果をもたらします。同時に、砂と小石は岩に投げつけられて侵食効果をもたらします。これにより崖が削られ、霜の作用などの通常の風化プロセスが続き、さらに破壊を引き起こします。徐々に、崖の麓に波食台が形成され、これが保護効果をもたらし、波による侵食がさらに減少します。^[61]

陸地の縁から削り取られた物質は、最終的に海に流れ込む。海では海岸と平行に流れる海流が水路を削り取り、砂や小石をその発生源から運び去るため、物質は摩耗する。河川によって海に運ばれた堆積物は海底に沈殿し、河口にデルタを形成する。これらすべての物質は波、潮汐、海流の影響を受けて前後に移動する。^{[61]浚渫により物質が除去され、水路が深くなるが、海岸線の他の場所に予期せぬ影響を及ぼす可能性がある。政府は}防波堤、防波堤、堤防、その他の海防施設を建設して、陸地の浸水を防ぐ努力をしている。例えば、テムズバリアーはロンドンを高潮から守るために設計されたが、^{[63]一方、}ハリケーン・カトリーナの際にニューオーリンズ周辺の堤防と堤防が決壊したことで、米国では 人道的危機が生じた。

海洋水は、地球全体の水循環の中で最も大きな水域を占めています（地球上の水の 97% は海洋に含まれています）。海洋からの蒸発により、水は大気中に放出され、後に雨となって陸地と海洋に降り注ぎます。^{[68]海洋は}生物圏に大きな影響を与えます。海洋は全体として、地球の生物圏の約 90% を覆っていると考えられています。^[60]水循環の 1 つの段階としての海洋蒸発は、降雨量のほとんど（約 90%）の源であり、^[68]地球全体の雲量が 67%、海洋の雲量が一貫して 72% になる原因となっています。^[69] 海水温は気候と風のパターンに影響を与え、陸上の生命に影響を与えます。最も劇的な気象の 1 つは、海洋上で発生する熱帯低気圧（発生する場所によって「台風」や「ハリケーン」とも呼ばれます）です。

世界の海洋は地球の水圏の主要な構成要素であるため、地球上の生命にとって不可欠であり、炭素循環と水循環の一部を形成し、巨大な熱貯蔵庫として気候と気象パターンに影響を与えています。

海面のうねりや風波として知られる海面の動きは、海面が部分的かつ交互に上下することです。水と空気の境界に沿って伝播する一連の機械的波はうねりと呼ばれ、セーリング、サーフィン、ナビゲーションで使用される用語です。^{[70]これらの動きは、海面上の船舶や、}船酔いに苦しむ可能性のある船上の人々の健康に大きな影響を与えます。

水面を吹く風は、風の方向に対して垂直な波を形成する。池に吹くそよ風によって空気と水との間に生じる摩擦により、さざ波が形成される。海上を吹くより強い突風は、移動する空気が隆起した水面の尾根に押し付けるため、より大きな波を形成する。波は、移動速度が風速とほぼ一致すると最大の高さに達する。開水面では、南半球の「狂騒のフォーティーズ」のように風が絶え間なく吹くと、うねりと呼ばれる長く整った水の塊が海を横切る。^{[71] : 83–84  [72] [73]}風が弱まると波の形成は減少するが、既に形成された波は陸にぶつかるまで元の方向に移動し続ける。波の大きさは、風の吹くフェッチ、水面を吹いた距離、およびその風の強さと持続時間によって決まる。異なる方向から来る波が出会うと、両者の干渉により、荒れた不規則な海が生じることがあります。^[72]

建設的な干渉は、異常に高い異常波の形成につながる可能性があります。^[74]ほとんどの波の高さは3メートル（10フィート）未満であり^[74]、強い嵐がその高さの2倍または3倍になることは珍しくありません。^[75]ただし、高さ25メートル（82フィート）を超える異常波が記録されています。^{[76] [77]}

波の頂点は波頭、波間の最低点は波谷、波頭間の距離は波長と呼ばれます。波は風によって海面を横切って押し流されますが、これはエネルギーの移動を表しており、水の水平方向の移動を表しているわけではありません。波が陸地に近づき浅瀬に移動すると、その挙動が変わります。斜めに近づくと、波は曲がったり (屈折)、岩や岬に巻き付いたり (回折) します。波が最も深い水面の振動が海底に接触する地点に達すると、波は減速し始めます。これにより波頭が引き寄せられ、波の高さが増します。これを波の浅瀬化と呼びます。波の高さと水深の比率が一定限度を超えると、波は「砕け」、泡立つ水の塊となって倒れます。^[74]これはシート状に浜辺を駆け上がり、重力の影響で海に後退します。^[78]

地震、火山の噴火、その他の大規模な地質学的変動は、沿岸地域で非常に危険な津波につながる波を引き起こす可能性があります。 ^{[79] [80]}

海面は、特に平均海面として、海洋学や地理学にとって重要な基準点です。海面には、海の体積に応じて 、地球全体で小さいながらも測定可能な地形があります。

海面は海洋と大気のプロセスにとって重要なインターフェースです。粒子の交換を可能にし、空気と水を豊かにし、一部の粒子が堆積物になることで地面も豊かにします。この交換により、海、陸、空中の生命が豊かになりました。これらすべてのプロセスと要素が一緒になって、海洋表面の生態系が構成されます。

潮汐は、主に月の重力による地球への潮汐力によって引き起こされる、海洋で発生する水位の定期的な上昇と下降です。潮汐力は地球上のすべての物質に影響を及ぼしますが、人間のタイムスケールでその影響を示すのは海洋のような流体だけです。(たとえば、岩に作用する潮汐力は、2 つの惑星の間に潮汐ロックを引き起こす可能性があります。) 主に月の重力によって引き起こされますが、海洋の潮汐は、太陽の潮汐力、地球の自転、海洋の水の流れを妨げる岩石大陸の形状によっても大幅に調整されます。(潮汐力は、重力の「基本」力よりも距離によって大きく変化します。地球に対する月の潮汐力は、太陽の 2 倍以上です^[81]。地球に対する太陽の重力は太陽のはるかに強いにもかかわらずです。地球の月に対する潮汐力は、地球に対する月の潮汐力の 20 倍です。)

月の潮汐力の主な効果は、地球の物質を月に対して地球の近い側と遠い側に向かって膨らませることです。月が地平線と一直線に並んで見える「垂直」な側では、「潮汐の谷」が発生します。地球が月の下で回転するのに約 25 時間かかるため (月が地球の周りを 28 日で公転するため)、潮汐は 12.5 時間周期で循環します。ただし、岩石大陸が潮汐の谷の障害となるため、地球上のほとんどの地域では、海洋が大陸を「避ける」ことを余儀なくされるため、潮汐の最大値のタイミングは実際には月と一致しない可能性があります。大陸の影響で、潮汐のタイミングと大きさは地球全体で大きく異なります。したがって、月の位置を知っていても、地元の人が潮の満ち引き​​のタイミングを予測することはできず、代わりに、大陸や太陽などを考慮した事前に計算された潮汐表が必要になります。

各潮汐周期中、どの場所でも潮汐水は最高潮位（満潮）まで上昇し、その後再び最低潮位（干潮）まで引く。水が引くと、徐々に前浜（潮​​間帯とも呼ばれる）が現れる。満潮と干潮の高さの差は、潮位差または潮汐振幅と呼ばれる。^{[82] [83]} 太陽と月が一直線に並ぶと（満月または新月）、その複合効果により「大潮」が高くなり、太陽と月が一直線に揃わないと（半月）、潮位差は小さくなる。^[82]

外洋では潮位差は1メートル未満ですが、沿岸部では場所によっては10メートル以上にもなります。^[84]世界最大の潮位差はカナダのファンディ湾とアンガバ湾で発生し、最大16メートルに達します。^[85]潮位差が記録的な高さである他の場所には、イングランドとウェールズの間のブリストル海峡、アラスカのクック湾、アルゼンチンのリオガジェゴス川などがあります。^[86]

潮汐は高潮と混同しないでください。高潮は、強風によって浅瀬の海岸に水が押し寄せ、これに低気圧が加わって海面が通常の満潮よりも大幅に上昇するときに発生します。

海洋の平均深度は約4kmです。より正確には、平均深度は3,688メートル（12,100フィート）です。^[72]世界の海水のほぼ半分は、深さ3,000メートル（9,800フィート）以上です。^[27]「深海」は、200メートル（660フィート）未満のもので、地球の表面の約66％を覆っています。^{[87]この数字には、}カスピ海など、世界の海洋につながっていない海は含まれていません。

海洋の最も深い地域は、北マリアナ諸島付近の太平洋に位置するマリアナ海溝である。^[88]最大深度は10,971メートル（35,994フィート）と推定されている。イギリス海軍のチャレンジャー2号は1951年に海溝を調査し、海溝の最深部を「チャレンジャー海淵」と名付けた。1960年、 2人の乗組員を乗せたトリエステ号が海溝の底に到達することに成功した。

海洋学者は、物理的および生物学的条件に基づいて、海洋を垂直ゾーンと水平ゾーンに分類します。遠洋ゾーンは外洋の水柱で構成され、光の豊富さと深さによって分類されたさらに別の領域に分けることができます。

海洋域は光の浸透によって（上から下へ）光層、中深層、無光深海域に分類できます。

• 光合成層は、「光強度が表面値のわずか 1% である深さ」と定義されています。^{[12] : 36}これは通常、外洋で約 200 メートルの深さまでです。光合成が行われる領域であり、したがって最も生物多様性に富んでいます。植物や微細藻類(浮遊性植物プランクトン)による光合成により、水や二酸化炭素などの化学前駆物質から有機物が生成されます。この有機物は他の生物によって消費されます。光合成層で生成された有機物の多くはそこで消費されますが、一部はより深い水域に沈みます。光合成層の遠洋部分は表層と呼ばれます。^[89]海面で反射および透過する光の実際の光学は複雑です。^{[12] : 34–39}
• 光合成層の下には、非常にわずかな光がある中深層または薄明層があります。基本的な考え方は、光がほとんどないため、光合成は呼吸を上回る純成長を達成する可能性は低いということです。^{[12] : 116–124}
• その下には、表面の太陽光がまったく届かない無光層の深海があります。光層より深いところに生息する生物は、上から沈んでくる物質（マリンスノーを参照）に頼るか、別のエネルギー源を見つける必要があります。熱水噴出孔は、無光層（深さ200メートルを超える）と呼ばれる場所でエネルギー源となっています。^[89]

無光層の遠洋部分は、水深と温度に応じてさらに垂直な領域に分けられる。^[89]

• 中深海域は最も上の領域です。その最下境界は12 °C (54 °F) の温度躍層にあり、これは熱帯では通常水深 700～1,000 メートル (2,300～3,300 フィート) にあります。次は深海域で、水温は 10～4 °C (50～39 °F) で、通常は水深 700～1,000 メートル (2,300～3,300 フィート) から 2,000～4,000 メートル (6,600～13,100 フィート) の間です。深海平原の上部には深海域があり、その下限は約 6,000 メートル (20,000 フィート) にあります。最後の最も深いゾーンは超遠洋性で、海溝を含み、水深 6,000 ～ 11,000 メートル (20,000 ～ 36,000 フィート) にあります。
• 底生帯は無光で、深海の最も深い 3 つの帯に相当します。深海帯は、大陸斜面から約 4,000 メートル (13,000 フィート) までをカバーします。深海帯は、4,000 メートルから 6,000 メートルの間の深海平原をカバーします。最後に、超深海帯は、海洋の海溝にある超深海帯に相当します。

海洋表層水と深層水の間には、水の特性に基づいて明確な境界を引くことができます。これらの境界は、サーモクライン（温度）、ハロクライン（塩分濃度）、ケモクライン（化学組成）、およびピクノクライン（密度）と呼ばれます。あるゾーンが深さとともに温度が劇的に変化する場合は、サーモクライン、つまり暖かい表層水と冷たい深層水との明確な境界が存在します。熱帯地域では、サーモクラインは通常、高緯度地域に比べて深くなります。太陽エネルギーの入力が限られている極地の海とは異なり、温度成層はそれほど顕著ではなく、明確なサーモクラインが存在しないことがよくあります。これは、極地の緯度では表層水が深層水とほぼ同じくらい冷たいためです。サーモクラインより下では、海洋のどこでも水は非常に冷たく、-1 °C から 3 °C の範囲です。この深くて冷たい層に海水の大部分が含まれるため、世界の海洋の平均温度は 3.9 °C です。^[90]塩分濃度が深さとともに劇的に変化する海域には、塩分躍層が存在する。一方、化学組成が深さとともに垂直に強く変化する海域には、化学躍層が存在する。水温と塩分濃度が海水の密度を制御する。水温が冷たく塩分濃度が高いほど密度が高く、この密度が海洋全体の水循環の調節に重要な役割を果たしている。^[89]塩分躍層は水温躍層と一致することが多く、その組み合わせによって顕著な密度躍層、つまり密度の低い表層水と密度の高い深層水の境界が形成される。

遠洋域は、陸地からの距離に基づいてさらに 2 つのサブ領域、すなわち沿岸域と外洋域に分けられます。沿岸域は、沿岸水域を含む大陸棚の真上の水域をカバーします。一方、外洋域には、完全に開いた水域がすべて含まれます。

沿岸域は干潮と満潮の間の領域をカバーし、海洋と陸上の状態の移行領域を表します。潮位が地域の状況に影響を及ぼす領域であるため、潮間帯としても知られています。 ^[89]

すべての海の水の総量はおよそ13億3500万立方キロメートル（13億3500万リットル、3億2030万立方マイル）である。^{[72] [91] [92]}

海水温は、その表面に降り注ぐ太陽放射の量によって決まる。熱帯地方では太陽がほぼ真上にあるため、表層の温度は30℃（86℉）以上に上昇するが、極地では海氷と平衡状態にある温度は約−2℃（28℉）である。海洋では水が絶えず循環している。暖かい表層流は熱帯地方から離れるにつれて冷え、水は密度が増して沈んでいく。冷たい水は、水温と密度の変化によって深海流として赤道に向かって戻り、最終的に再び表面に向かって湧き上がる。深層水の温度は、地球上のどこでも−2℃（28℉）から5℃（41℉）の間である。^[14]

水深にわたる温度勾配は、表層水が深層水と混ざるか混ざらないか（混ざらない状態を海洋成層化という）に関係している。これは温度によって異なる。熱帯地方では、約 100 メートルの暖かい表層は非常に安定しており、深層水とあまり混ざらないが、極地では冬の寒さと嵐によって表層が濃くなり、深層まで混ざり、夏には再び成層化する。光深度は通常約 100 メートル（変動する）で、この加熱された表層に関係している。^[98]

海水の温度と塩分濃度は、地域によって大きく異なります。これは、地域の水バランス (降水量と蒸発量) と「海から大気」への温度勾配の違いによるものです。これらの特性は、海洋地域によって大きく異なります。以下の表は、通常見られる値の種類を示しています。

典型的な塩分濃度 35 ‰ の海水の凝固点は約 -1.8 °C (28.8 °F) です。^{[89] [107]海氷は水よりも}密度が低いため、海の表面に浮かびます (密度がさらに低い淡水氷も同様です)。海氷は地球の表面の約 7% と世界の海の約 12% を覆っています。^{[108] [109] [110]}海氷は通常、最初は非常に薄い氷の膜として、表面で凍り始めます。さらに凍結が進むと、この氷の膜が厚くなり、氷床を形成することがあります。形成された氷には海塩がいくらか含まれていますが、その量は氷の元となった海水よりもはるかに少ないです。氷は低塩分で形成されるため、残留海水の塩分濃度が高くなります。これにより密度が増加し、水の垂直沈下が促進されます。^[111]

海流は、水に作用するいくつかの力によって引き起こされる、海水の連続的で方向性のある流れです。これには、風、コリオリの力、温度と塩分濃度の違いが含まれます。^[15]海流は主に水平方向の水の動きであり、潮流の場合は潮の満ち引き​​、表面流の場合は風と波など、さまざまな原因があります。

潮流は潮の満ち引き​​と同調しており、準周期的である。これは月と太陽の引力による海水への影響と関連している。潮流は特定の場所、特に岬の周辺でさまざまな複雑なパターンを形成することがある。^[112]非周期的または非潮流は風の作用と水の密度の変化によって生成される。沿岸域では砕波が非常に激しく、水深が非常に浅いため、海流はしばしば 1 から 2ノットに達する。^[113]

風と波は表面流（「漂流流」と呼ばれる）を生み出す。これらの流は、1つの準永久流（1時間単位で変化する）と、急速な波の動き（数秒の時間スケールで変化する）の影響による1つのストークス漂流の動きに分解される可能性がある。準永久流は波の砕け散りによって加速され、より弱い制御効果ではあるが、表面での風の摩擦によっても加速される。^[113]

この流れの加速は、波と卓越風の方向に起こる。したがって、海洋深度が増すと、地球の自転により、深さの増加に比例して流れの方向が変化し、摩擦により速度が低下する。ある海洋深度で、流れは方向を変え、逆方向に反転して流れの速度がゼロになるのが見られる。これはエクマン螺旋として知られている。これらの流れの影響は、主に海洋表面の混合層で感じられ、最大深度は400～800メートルであることが多い。これらの流れは大幅に変化する可能性があり、年間の季節に依存する。混合層の厚さが薄い場合（10～20メートル）、表面の準永久流れは、風の方向に対してまったく異なる方向をとる可能性がある。この場合、水柱はサーモクラインより上でほぼ均一になる。^[113]

海面に吹く風は海水を動かします。地球全体の風のパターン（大気循環とも呼ばれる）は、地球全体の海流のパターンを作り出します。これらは風だけでなく、地球の循環（コリオリの力）の影響によっても動かされます。これらの主要な海流には、メキシコ湾流、黒潮、アガラス海流、南極周極海流があります。南極周極海流は南極を取り囲み、いくつかの海洋の海流を結び付けて、その地域の気候に影響を与えています。^[113]

全体として、海流は膨大な量の水と熱を地球上で移動させ、気候に影響を与えています。これらの風力による海流は、主に海洋の上層数百メートルに限られています。より深いところでは、熱塩循環が水の動きを引き起こします。たとえば、大西洋南北循環(AMOC) は、北極と南極の緯度で表層水が冷却されることで発生し、密度の高い水が作られて海の底に沈みます。この冷たく密度の高い水は両極からゆっくりと離れるため、世界の海洋の最深層の水は非常に冷たいのです。この深海水の循環は比較的遅く、海洋の底の水は数百年、あるいは数千年もの間、海面や大気から隔離されていることがあります。^[113]この循環は、たとえば汚染物質を表面から深海に移動させることによって、 地球の気候システムや二酸化炭素などの汚染物質やガスの吸収と再分布に重要な影響を及ぼします。

海流は熱帯から極地へ熱を伝達することで地球の気候に大きな影響を与えます。これは沿岸地域や内陸部の気温や降水量に影響を及ぼします。表面熱と淡水の流れによって地球全体の密度勾配が形成され、大規模な海洋循環の一部である熱塩循環が促進されます。これは極地への熱供給、ひいては海氷の調節に重要な役割を果たします。^[要出典]

海洋は、卓越風が海から吹き込む場所の気候を和らげます。同様の緯度では、地球上で海洋の影響が大きい場所は、陸地の影響が大きい場所よりも気候が穏やかになります。たとえば、サンフランシスコ(37.8 N) とニューヨーク(40.7 N) の都市は、サンフランシスコの方が海洋の影響が大きいため、気候が異なります。北米西海岸のサンフランシスコは、太平洋を越えて西からの風が吹きます。北米東海岸のニューヨークは、陸地を越えて西からの風が吹きます。そのため、ニューヨークの冬はサンフランシスコよりも寒く、夏は早く暑くなります。高緯度でも、海流が温暖であれば、長期的には気候が温暖になります。同様の緯度では、暖流の影響を受ける場所は、寒流の影響を受ける場所よりも全体的に気候が温暖になります。^{[出典が必要]}

熱塩循環の変化は、地球のエネルギー収支に大きな影響を与えると考えられています。熱塩循環は深層水が地表に到達する速度を決定するため、大気中の二酸化炭素濃度にも大きな影響を与える可能性があります。現代の観測、気候シミュレーション、古気候再構築によると、大西洋南北循環（AMOC）は産業革命以前から弱まっています。2021年の最新の気候変動予測では、AMOCは21世紀を通じてさらに弱まる可能性が高いことが示唆されています。^{[114] : 19}このような弱体化は地球の気候に大きな変化を引き起こす可能性があり、特に北大西洋は影響を受けやすいです。^{[114] : 19}

塩分濃度は、海水中に溶解している塩分の総量を表す尺度です。もともとは海水中の塩化物量を測定して測定していたため、塩素濃度と呼ばれていました。現在では、水サンプルの電気伝導率を測定することで測定するのが標準的な方法です。塩分濃度は、海水中のハロゲンイオン（フッ素、塩素、臭素、ヨウ素を含む）の総質量を表す塩素濃度を使用して計算できます。国際協定によれば、塩分濃度の決定には次の式が使用されています。^[116]

塩分濃度（‰） = 1.80655 × 塩素濃度（‰）

海水の平均塩素濃度は約19.2‰であり、したがって平均塩分濃度は約34.7‰である。^[116]

塩分濃度は海水の密度に大きな影響を与えます。深さとともに塩分濃度が急激に増加するゾーンは、塩分躍層と呼ばれます。海水の塩分含有量が増加すると、最大密度が発生する温度も高くなります。塩分濃度は水の凝固点と沸点の両方に影響し、沸点は塩分濃度とともに増加します。大気圧では、^[117]通常の海水は約-2℃の温度で凍結します。

地球の海洋では、蒸発量が多いところでは塩分濃度が高く、降水量が多いところでは塩分濃度が低くなります。極地や一部の温帯地域で見られるように、降水量が蒸発量を上回れば、塩分濃度は低くなります。熱帯地域で時々見られるように、蒸発量が降水量を上回ると、塩分濃度は高くなります。たとえば、地中海では蒸発量が降水量を上回り、平均塩分濃度は38‰で、世界平均の34.7‰よりも高いです。^[118]そのため、極地の海水は熱帯地域の海水よりも塩分濃度が低くなります。^[116]しかし、高緯度で海氷が形成されると、形成時に塩分が氷から排除されるため、北極海などの極地の残留海水の塩分濃度が上昇する可能性があります。^{[89] [119]}

気候変動が海洋に及ぼす影響により、1950年から2019年までの海面塩分濃度の観測では、塩分濃度が高く蒸発量が多い地域では塩分濃度が上昇し、塩分濃度が低く降水量が多い地域では淡水化していることが示されています。^[120]太平洋と南極/南極海は淡水化し、大西洋は塩分濃度が上昇した可能性が非常に高いです。^[120]

海水には、酸素、二酸化炭素、窒素などの溶存ガスが大量に含まれています。これらは海面でのガス交換によって海水に溶け込みますが、これらのガスの溶解度は水温と塩分濃度に依存します。 ^[16]地球の大気と海洋で最も豊富な4つのガスは、窒素、酸素、アルゴン、二酸化炭素です。体積で見ると、海水に溶解している最も豊富なガスは、24°C（75°F）で平衡状態の二酸化炭素（重炭酸イオンと炭酸イオンを含み、平均14mL/L）、窒素（9mL/L）、酸素（5mL/L）です。^{[122] [123] [124]}すべてのガスは、暖かい水よりも冷たい水に溶けやすく、簡単に溶けます。例えば、塩分濃度と圧力が一定に保たれている場合、気温が夏の暖かい日である30℃（86℉）から氷点下の0℃（32℉）に下がると、水中の酸素濃度はほぼ2倍になります。同様に、二酸化炭素と窒素ガスは低温でより溶解しやすくなり、その溶解度は温度によって異なる速度で変化します。^{[122] [125]}

海洋表層での光合成により、酸素が放出され、二酸化炭素が消費される。このプロセスは、浮遊性の微細藻類の一種である植物プランクトンによって制御されている。植物が成長した後、海洋での光合成により生成された有機物が細菌によって分解され、酸素が消費され、二酸化炭素が放出される。大気と接触していない深海水中の有機物の一部が沈み、細菌によって分解されると、酸素濃度が低下し、二酸化炭素、炭酸塩、重炭酸塩が増加する。^[98]海洋における二酸化炭素のこの循環は、地球規模の炭素循環の重要な部分である。

海洋は、光合成と溶解によって大気から吸収された二酸化炭素の主要な炭素吸収源です (炭素隔離も参照)。また、マングローブや塩性湿地などの沿岸海洋生息地における二酸化炭素吸収にも注目が集まっています。このプロセスは、「ブルーカーボン」と呼ばれることがよくあります。これらの生態系は、強力な炭素吸収源であるだけでなく、人間の活動や環境の悪化の脅威にさらされている生態学的に重要な生息地であるため、注目されています。

深層水は地球全体を循環しており、表面の空気から離れている時間が長くなるにつれて、酸素は徐々に減少し、二酸化炭素は徐々に増加します。酸素濃度のこの徐々に減少は、水が大気と接触していない間に沈んでいる有機物が継続的に分解されるために起こります。^[98]海洋の深層水のほとんどは、ほとんどの動物が生き残るのに十分な比較的高い濃度の酸素をまだ含んでいます。しかし、一部の海域は、水が大気から長期間隔離されているため、酸素が非常に少なくなっています。酸素極小帯または低酸素水と呼ばれるこれらの酸素欠乏領域は、一般的に海洋の気候変動の影響によって悪化します。^{[127] [128]}

海洋表面の pH 値（地球の平均表面 pH ）は現在、およそ 8.05 ^[129]から 8.08の範囲にあります。 ^{[130]これにより、わずかに}アルカリ性になります。表面の pH 値は、過去 3 億年間で約 8.2 でした。^[131]しかし、1950 年から 2020 年の間に、海洋表面の平均 pH は約 8.15 から 8.05 に低下しました。^{[132]人間の活動による} 二酸化炭素排出は、海洋酸性化と呼ばれるこのプロセスの主な原因であり、大気中の二酸化炭素 (CO ₂ ) レベルは410 ppm を超えています (2020 年)。^[133]大気中のCO _{2 は}海洋に吸収されます。これにより炭酸(H ₂ CO ₃ ) が生成され、これが重炭酸イオン( HCO−3) と水素イオン(H ^{+ ) で構成されています。自由水素イオン (H +} )が存在すると、海の pH が低下します。

海にはpHの自然な勾配があり、これは深海での有機物の分解に関係しており、深度とともにpHがゆっくりと低下します。深海での海水のpH値は、有機物の分解の結果として、自然に7.8まで低くなります。^[134]生物生産性の高い地域では、表層水でpHが8.4まで高くなることがあります。^[98]

地球の平均表面 pHの定義は、海洋の水の表層、約 20 または 100 メートルの深さまでを指します。比較すると、海洋の平均深さは約 4 km です。より深い水深 (100 メートル以上) での pH 値は、海洋酸性化による同様の影響を受けていません。8.2 から約 7.8 までの pH の自然な勾配がまだ存在する深い水の大きな塊があり、これらの水が酸性化するには非常に長い時間がかかり、その酸性化から回復するのにも同じくらいの時間がかかります。しかし、海洋の表層 (光合成層) は海洋の生産性にとって非常に重要であるため、表層の pH 値と温度が変化すると、海洋生物や海流など、多くの連鎖反応が発生する可能性があります(気候変動による海洋への影響も参照)。^[98]

海洋酸性化の進行に関する重要な問題は、表層水が深層水と混ざり合うか、あるいは混ざらないか（混ざらない状態を海洋成層化と呼ぶ）である。これは水温に依存し、熱帯と極地では異なる（海洋#温度を参照）。^[98]

海水の化学的性質によりpH測定は複雑になり、化学海洋学ではいくつかの異なるpHスケールが存在します。^[135]海水には世界的に認められた基準pHスケールはなく、複数の基準スケールに基づく測定値の差は最大0.14単位になることがあります。^[136]

アルカリ度は、海水、あるいはあらゆる天然水中の塩基（プロトン受容体）と酸（プロトン供与体）のバランスです。アルカリ度は化学緩衝剤として機能し、海水の pH を調節します。海水中にはアルカリ度に寄与するイオンが多数存在しますが、その多くは極めて低濃度です。つまり、酸素が豊富な外洋では、炭酸イオン、重炭酸イオン、ホウ酸イオンが海水のアルカリ度に大きく寄与する唯一のイオンです。これらのイオンのうち最初の 2 つは、このアルカリ度の 95% 以上を占めています。^[98]

海水のアルカリ度の化学式は次のとおりです。

A _T = [HCO ₃ ^- ] + 2[CO ₃ ^2- ] + [B(OH) ₄ ^- ]

海面水中の植物プランクトンの成長により、一部の重炭酸イオンと炭酸イオンが有機物に変換される。この有機物の一部は深海に沈み、炭酸塩と重炭酸イオンに分解される。このプロセスは海洋の生産性または海洋一次生産に関連している。したがって、アルカリ度は深さとともに、また大西洋から太平洋、インド洋にかけての地球規模の熱塩循環に沿って増加する傾向があるが、これらの増加はわずかである。濃度は全体的に数パーセントしか変化しない。^{[98] [134]}

大気からのCO2の吸収は海洋のアルカリ度には影響しません_。 [ 137 ] ^{: 2252}ただし、pH値の低下につながります（海洋酸性化と呼ばれます）。^[133]

海水には多くの化学元素が溶解イオンとして含まれています。海水に溶解している元素の濃度は広範囲にわたります。ナトリウムや塩化物など、一部の元素は1リットルあたり数グラムという非常に高い濃度で含まれており、これらを合わせて海塩の大部分を構成しています。鉄などの他の元素は、1リットルあたりわずか数ナノグラム（10 ⁻⁹グラム）という極微量の濃度で存在します。^[116]

どの元素の濃度も、海洋への供給速度と除去速度によって決まります。元素は、河川、大気、熱水噴出孔から海洋に入ります。元素は、沈んで堆積物に埋もれるか、水や一部のガスの場合は大気中に蒸発することで、海水から除去されます。元素の滞留時間を推定することで、海洋学者は流入と除去のバランスを調べます。滞留時間とは、元素が除去されるまでに海中で溶解している平均時間です。ナトリウムなど、海水中に豊富に含まれる元素は、流入速度が速いです。これは、岩石中の豊富さと岩石の急速な風化を反映しており、ナトリウムイオンは比較的反応性が低く、溶解性が高いため、海からの除去が非常に遅いです。対照的に、鉄やアルミニウムなどの他の元素は岩石に豊富ですが、非常に不溶性であるため、海洋への流入は少なく、除去は速いことを意味します。これらのサイクルは、地球が最初に形成されて以来続いている主要な地球規模の元素サイクルの一部を表しています。海洋中に非常に豊富に存在する元素の滞留時間は数百万年と推定されているが、反応性が高く不溶性の元素の滞留時間は数百年しかない。^[116]

窒素、リン、鉄、カリウムなど、生命に不可欠な元素は、生物学的物質の主要成分であり、一般に「栄養素」として知られています。硝酸塩とリン酸塩の海洋滞留時間はそれぞれ10,000年^[140]と69,000年^[141]ですが、カリウムは海洋に非常に多く存在するイオンで、滞留時間は1200万年^{[142]です。これらの元素の生物学的循環は、分解する有機物が}堆積物として海底に沈むにつれて、海洋の水柱から継続的に除去されるプロセスを表しています。

集約農業や未処理の下水から出るリン酸は、流出水によって河川や沿岸地域から海洋に運ばれ、そこで代謝される。最終的には海底に沈み、もはや人類が商業資源として利用することはできなくなる。^[143]無機肥料に不可欠な成分であるリン酸岩の生成は、^[144]世界の海洋堆積物の一部で起こるゆっくりとした地質学的プロセスであり、採掘可能な堆積性アパタイト（リン酸）を再生不可能な資源に変える（ピークリンを参照）。人間の活動による再生不可能なリン酸の継続的な純沈着損失は、将来、肥料生産と食糧安全保障の資源問題となる可能性がある。 ^{[145] [146]}

海洋生物は陸上生物より30億年前に進化しました。深さと海岸からの距離は、それぞれの地域に生息する植物や動物の生物多様性に大きく影響します。 ^[148]海洋生物の多様性は計り知れず、以下のようなものがあります。

• 動物: ほとんどの動物門には海に生息する種があり、海綿動物、刺胞動物(サンゴやクラゲなど)、クシクラゲ、腕足動物、棘皮動物(ウニやヒトデなど) など、海洋環境でのみ見られる種も多く含まれています。その他多くのよく知られた動物グループも主に海に生息しており、頭足動物(タコやイカを含む)、甲殻類(ロブスター、カニ、エビを含む)、魚類、サメ、鯨類(クジラ、イルカ、ネズミイルカを含む) などがあります。さらに、多くの陸生動物は生活の大部分を海上で過ごすように適応しています。たとえば、海鳥は主に海での生活に適応した多様な鳥のグループです。海鳥は海洋動物を食べ、生涯のほとんどを水上で過ごし、多くは繁殖のためだけに陸に上がります。海を生活空間として適応した他の鳥類としては、ペンギン、カモメ、ペリカンなどがいます。また、ウミガメと呼ばれる7種のカメもほとんどの時間を海で過ごします。
• 植物：海草やマングローブを含む
• 藻類: 藻類は、緑藻類、珪藻類、渦鞭毛藻類などの多くの光合成性単細胞真 核生物だけでなく、一部の紅藻類(食用海苔の原料であるピロピアなどの生物を含む) や褐藻類(昆布などの生物を含む) などの多細胞藻類も含む「包括的な」用語です。
• 細菌：世界中に広く分布する単細胞の原核生物
• 古細菌：細菌とは異なる原核生物で、海洋の多くの環境や多くの極限環境に生息する。
• 菌類：海洋環境には多様な役割を持つ多くの海洋菌類が生息している。

海洋は歴史を通じて人間の活動と結びついています。これらの活動は、航海や探検、海戦、旅行、海運や貿易、食料生産（漁業、捕鯨、海藻養殖、水産養殖など）、レジャー（クルージング、セーリング、遊覧船での釣り、スキューバダイビング）、発電（海洋エネルギーや洋上風力発電を参照）、採取産業（沖合掘削や深海採掘）、淡水化による淡水生産など、多岐にわたります。

世界の商品の多くは、世界の海港間で船によって運ばれています。^[161]大量の商品が海を越えて輸送されており、特に大西洋と環太平洋地域で輸送されています。^[162]工業製品を含む多くの種類の貨物は、通常、標準サイズの施錠可能なコンテナで輸送され、専用ターミナルで専用コンテナ船に積み込まれます。^[163]コンテナ化により、海上輸送の効率が大幅に向上し、コストが削減されました。これが、20世紀半ばから後半にかけてのグローバリゼーションの台頭と国際貿易の急増の大きな要因でした。 ^[164]

海洋は漁業の主要な供給源でもある。主要な漁獲物には、エビ、魚、カニ、ロブスターなどがある。^[60]世界最大の商業漁業は、アンチョビ、スケトウダラ、マグロである。^{[165] : 6} 2020年のFAOの報告書では、「2017年には、世界の海洋漁業の魚種資源の34％が乱獲と分類された」と述べられている。^{[165] : 54}野生漁業と養殖業の両方からの魚やその他の水産物は、タンパク質やその他の必須栄養素の最も広く消費されている供給源の1つである。2017年のデータによると、「魚の消費は世界人口の動物性タンパク質摂取量の17％を占めた」。^{[165]このニーズを満たすために、沿岸国は}排他的経済水域の海洋資源を開発してきた。漁船はますます国際水域の資源を開発するために冒険している。^[166]

海には、波、潮汐、塩分濃度の差、海水温の差によって運ばれる膨大な量のエネルギーがあり、これを利用して発電することができます。^[167]持続可能な海洋エネルギーの形態には、潮力、海洋熱エネルギー、波力があります。^{[167] [168]}洋上風力発電は、洋上に設置された風力タービンによって得られます。陸上よりも風速が高いという利点がありますが、洋上での風力発電所の建設にはコストがかかります。^[169]海底の下の岩石には、石油や天然ガスなどの石油の大きな鉱床があります。洋上プラットフォームと掘削リグは、石油やガスを抽出し、陸に輸送するために貯蔵します。^[170]

「海洋の自由」は17世紀に遡る国際法の原則である。海洋を航行する自由を強調し、国際水域で戦われる戦争を非難する。^{[171]今日、この概念は}国連海洋法条約（UNCLOS）に明記されている。^[171]

1958年に批准された国際海事機関（IMO）は、主に海上安全、責任、補償を担当しており、船舶事故に関連する海洋汚染に関するいくつかの条約を締結している。海洋ガバナンスとは、世界の海洋に関する政策、行動、事柄の実施である。^[172]

人間の活動は、海洋汚染（海洋ゴミやマイクロプラスチックを含む）、乱獲、海洋酸性化、気候変動による海洋へのその他の影響など、多くの悪影響を通じて海洋生物や海洋生息地に影響を及ぼしています。

海洋保護は、人類が依存している海洋の生態系を守る役割を果たしている。^{[187] [188]これらの生態系を脅威から守ることは、}環境保護の主要な要素である。保護措置の1つは、海洋保護区（MPA）の設定と施行である。海洋保護は、国家、地域、国際的な文脈で検討する必要がある場合がある。^[189]その他の措置には、サプライチェーンの透明性要件ポリシー、海洋汚染を防止するためのポリシー、エコシステム支援（例：サンゴ礁向け）、持続可能なシーフードへの支援（例：持続可能な漁業慣行や養殖の種類）などがある。また、採取または撹乱により重大な危害を引き起こす海洋資源および成分の保護、より広範な一般市民および影響を受けるコミュニティの関与、^[190]および海洋クリーンアッププロジェクトの開発（海洋プラスチック汚染の除去）もある。後者の例には、クリーン・オーシャンズ・インターナショナルやオーシャン・クリーンアップなどがある。

2021年に43人の専門科学者が、統合、レビュー、明確化、標準化を通じて海洋保護区の保護レベルの評価を可能にし、海洋保護の質と範囲を改善、計画、監視するためのその後の取り組みのガイドとして役立つ最初の科学的枠組みのバージョンを発表しました。例としては、「自然保護のための世界協定」の30％保護目標に向けた取り組み^[191]や国連の持続可能な開発目標14（「海の豊かさ」）があります。^{[192] [193]}

2023年3月、公海条約が調印された。これは法的拘束力を持つ。主な成果は、国際水域に海洋保護区を設置する新たな可能性が生まれたことである。これにより、この協定は2030年までに海洋の30%を保護することを可能にする（30 by 30目標の一部）。^{[194] [195]}この条約には、「汚染者負担」の原則と、活動を行っている国の国家管轄権外の地域を含む人間活動のさまざまな影響に関する条項がある。この協定は193の国連加盟国によって採択された。^[196]

• ヨーロッパ海の地図帳 – ウェブベースの地図帳
• 陸半球と水半球 – 地球表面の区分
• 海の一覧
• 海洋世界 - 相当量の水やその他の液体を含む惑星
• 惑星海洋学 – 地球外海洋の研究
• 世界海洋地図 – 海洋特性のデータセット
• 世界海洋デー – 6月8日前後の記念日

• NOAA – アメリカ海洋大気庁（米国）
• 持続可能な開発のための国連海洋科学の10年（2021～2030年）