У південній півкулі південна гілка утворюється при роздвоєнні пасатної течії і формує потік теплих вод, спрямованих на південь.

Ще південніше, в поясі суцільного водного простору, що оперізує Землю в межах 40 - 50° південної широти, під дією притаманній цим широтам західної повітряної циркуляції виникає потужна трансокеанічна течія Західних Вітрів, яка поблизу закінчень південних материків утворює відгалуження у вигляді холодних течій - Перуанської, Бенгельської та Західно-Австралійської.

У цілому течії створюють систему кругообігів циклонічного та антициклонічного характеру, що закономірно з півночі на південь змінюють один одного. В північній частині Атлантичного океану в одному з таких кругообігів приймає також участь стік холодних вод із Північного Льодовитого океану, в південній - циркуляційний кругообіг утворюють антарктичні води під впливом місцевої циклонічної циркуляції повітряних мас.

Межі між кругообігами утворені так званими гідрологічними фронтами, які являють собою зони розподілу з різко вираженими градієнтами гідрологічних характеристик. Розподіл течій на поверхні океану обумовлюють в одних зонах збігання потоків, а в інших - їх розбігання. Перші називаються зонами конвергенції, другі - зонами дивергенції.

В зонах конвергенції створюється надлишок води, який викликає занурення вод на глибину. В зонах же дивергенції розбігання поверхневих потоків створює сприятливі умови для висхідних рухів глибинних вод. Ці зони підіймання глибинних вод на поверхню називаються зонами апвелінгу, а сам процес - апвелінгом. Зони апвелінгу виникають також у результаті дії потужних згінних вітрів, які систематично видаляють прогріті поверхневі води і створюють умови для здіймання холодних глибинних вод.

Завдяки пасатам і пасатним течіям західні периферійні райони океанів отримують більше води, ніж східні. Екваторіальна течія не в змозі вирівняти ці розбіжності. В результаті в підповерхневому шарі глибин виникає відтік надлишків води, направлений з заходу на схід. Утворюються своєрідні підповерхневі течії. Вони існують в Індійському, Тихому і Атлантичному океанах. Це течії Кромвелла, Тареєва і Ломоносова.

Хвильові рухи в океані.

Серед різноманітних рухів, яким підпорядкована водна товща океану, важливе місце займають хвильові рухи, а серед них - вітрове хвилювання та припливно-відпливні рухи.

Під впливом повітряних потоків на поверхневому шарі морської води виникають коливальні хвильові рухи. Це і є вітрове хвилювання. Інтенсивність хвильового руху оцінюється енергією хвиль, яка знаходиться в прямій квадратичній залежності від висоти хвилі. Чим більш сильний і усталений вітер, тим значніше хвилювання.

У відкритому морі хвилювання може бути уподібнене руху часток по кругових замкнутих орбітах, особливо тоді, коли вітер уже стих, а коливальний рух води ще продовжується, але в більш упорядкованому вигляді. Такі хвилі називаються хвилями брижів, або просто брижі.

Інтенсивність хвилювання визначається інтенсивністю вітру, отже відмінності в інтенсивності та характері вітрового хвилювання мають зональні риси. Найбільш буремними є зони західної циркуляції і тут же вплив вітрового хвилювання на береги найбільш значний.

Зони дії пасатів характеризуються помірним вітровим хвилюванням, але і в них досить широко представлені хвилі брижів, джерелами яких є сильні вітрові хвилювання зон західної повітряної циркуляції. Екваторіальна зона відрізняється найбільш слабким вітровим хвилюванням.

Періодичні припливно-відпливні рухи води в океані, обумовлені силами тяжіння Місяця та Сонця, також представляють собою хвильові рухи. Ці хвилі дуже великої довжини і великого періоду. В залежності від ряду умов у різних районах узбережжя Світового океану відзначаються напівдобові та добові припливи. Крім того, розрізняються правильні та неправильні припливи. Найбільш поширені неправильні припливи, тобто такі, при яких тривалість припливу та відпливу неоднакова. Як за звичай, тривалість припливу менше, ніж відпливу. Це визначається нерівністю швидкостей припливних та відпливних течій.

Енергія припливної хвилі, як і вітрової, визначається квадратом висоти хвилі. Висота припливу в різних районах океану неоднакова. У відкритому океані вона дещо більша 1 м, а в узбережній смузі, де на висоту припливу величезний вплив мають зміни глибин моря та конфігурація берега. Вона від місця до місця виявляє великі розбіжності. Самий високий приплив у внутрішній затоці Фанді (18 м) великої затоки Мен у Північній Америці, в Євразії висота припливів більше 10 м досягає в Мезенській губі (Біле море), а також у Пенжинській губі в Охотському морі.

Вертикальне перемішування океанічних вод.

У динаміці вод і житті океану величезна роль належить вертикальній циркуляції. Головними чинниками перемішування океанічних вод є хвилі, припливо-відпливні рухи, постійні течії, а також чинник щільності води. Щільна холодна вода, вода з підвищеною солоністю мають тенденцію до опускання на глибину. При цьому вони витісняють глибинні води і ті починають підійматися догори. Води опускаються також у зонах конвергенції і здіймаються в зонах дивергенції. Апвелінгу сприяє також ефект вітрового згону поверхневих вод.

Опускання поверхневих вод на глибину, а також підйом глибинних вод на поверхню океану має величезне значення. При зануренні поверхневих вод забезпечується аерація глибинних шарів водної товщі. Це сприяє розвитку життя в океані на будь-якій глибині. Разом з тим аерація обумовлює розвиток окислювальних процесів на дні океану.

Підйом глибинних вод обумовлює притік біогенних речовин до поверхні, стимулюючи пишний розквіт життя в зоні апвелінгу. При опусканні сильно вихолоджених арктичних і особливо антарктичних вод утворюється система донних течій, які грають дуже важливу роль у переносі осадів, побудові акумулятивних форм рельєфу на великих глибинах, а інколи і в ерозії дна. Ці ж води формують донні водні маси в океані.

Вертикальне перемішування морських вод відбувається в процесі конвективного обміну між шарами води, що мають різні