pohyb povrchové proudy poháněné větrem je poměrně intuitivní. Například vítr snadno vytváří vlnky na povrchu rybníka. Hluboký oceán-bez větru-byl tedy považován za dokonale statický ranými oceánografy. Moderní přístrojové vybavení však ukazuje, že současné rychlosti v hlubinných hmotách mohou být významné (i když mnohem menší než povrchové rychlosti)., Obecně platí, že rychlosti oceánské vody se pohybují od zlomků centimetrů za sekundu (v hloubce oceánů) až po někdy více než 1 m/s v povrchových proudech, jako je Gulf Stream a Kuroshio.

V hlubokém oceánu, převládající hnací silou je rozdíly v hustotě, způsobené slanost a změny teploty (zvýšení slanosti a snížení teploty kapaliny jak zvýšit jeho hustotu). Často dochází k záměně nad složkami oběhu, které jsou poháněny větrem a hustotou., Všimněte si, že oceánské proudy způsobené přílivy jsou také významné na mnoha místech; nejvýznamnější v relativně mělkých pobřežních oblastech, přílivové proudy mohou být také významné v hlubokém oceánu. Tam se v současné době předpokládá, že usnadňují směšovací procesy, zejména diapycnal míchání.

hustota oceánské vody není globálně homogenní, ale výrazně a diskrétně se mění. Ostře definované hranice existují mezi masy vody, které tvoří na povrchu, a následně udržovat vlastní identitu v oceánu., Tyto ostré hranice však nelze představovat prostorově, ale spíše v T-s-diagramu, kde se rozlišují vodní hmoty. Umístí se nad nebo pod sebe podle své hustoty, která závisí jak na teplotě, tak na slanosti.

teplá mořská voda expanduje a je tedy méně hustá než chladnější mořská voda. Slanější voda je hustší než čerstvější vody, protože rozpuštěné soli vyplnit intersticiální místa mezi molekulami vody, což vede k větší hmotnosti na jednotku objemu. Lehčí vodní hmoty se vznášejí nad hustšími (stejně jako kus dřeva nebo ledu bude plavat na vodě, viz vztlak)., Toto je známé jako „stabilní stratifikace“, na rozdíl od nestabilní stratifikace (viz Brunt-Väisälä frekvence), kde hustší vodách se nachází více než méně husté vody (viz konvekce nebo hluboké konvekce potřeba vody pro hromadné formace). Když se nejprve vytvoří husté vodní hmoty, nejsou stabilně rozvrstvené, takže se snaží umístit se ve správné svislé poloze podle své hustoty. Tento pohyb se nazývá konvekce, nařizuje stratifikaci gravitací., Poháněn gradienty hustoty to vytváří hlavní hnací sílu za hlubokými oceánskými proudy, jako je hluboký západní hraniční proud (DWBC).

termohalinní cirkulace je způsoben především tvorbě hlubokých vodních mas v Severním Atlantiku a Jižního Oceánu, způsobené rozdíly v teplotě a slanosti vody.Tento model byl popsán Henry Stommel a Arnold B. Arons v roce 1960 a je známý jako Stommel-Arons box model za MOC.,

Tvorba hluboké vody massesEdit

husté masy vody, které se ponořit do hluboké nádrže jsou vytvořeny v poměrně specifických oblastech Severního Atlantiku a Jižního Oceánu. V severním Atlantiku je mořská voda na povrchu oceánu intenzivně ochlazována větrem a nízkými teplotami okolního vzduchu. Vítr pohybující se nad vodou také produkuje velké množství odpařování, což vede ke snížení teploty, nazývané odpařovací chlazení související s latentním teplem., Odpařování odstraňuje pouze molekuly vody, což vede ke zvýšení slanosti mořské vody pozadu, a tak zvýšení hustoty vody, hmotnosti spolu s poklesem teploty. V norském Moři chlazení odpařováním je převládající, a potopení vody hmotnost, North Atlantic Hluboké Vody (NADW), vyplní povodí a skvrny na jih přes trhliny v ponorce parapety, které spojují Grónsko, Island a Velkou Británii, které jsou známé jako Greenland-Scotland-Ridge., Pak velmi pomalu proudí do hlubokých propastných plání Atlantiku, vždy jižním směrem. Tok z povodí Severního ledového oceánu do Tichého oceánu je však blokován úzkými mělčinami Beringovy úžiny.

V Jižním Oceánu, silný katabatic větry z Antarktidy kontinent na led police bude foukat nově vytvořeného mořského ledu pryč, otevření polynyas podél pobřeží., Oceán, který již není chráněn mořským ledem, trpí brutálním a silným ochlazením (viz polynya). Mezitím se začíná reformovat mořský led, takže povrchové vody jsou také slanější, a proto velmi husté. Ve skutečnosti tvorba mořského ledu přispívá ke zvýšení slanosti mořské vody; slanější solanka zůstává pozadu, když se kolem ní tvoří mořský led (čistá voda je přednostně zmrzlá). Zvýšení slanosti snižuje bod tuhnutí mořské vody, takže studená kapalná solanka se vytváří ve inkluzích uvnitř voštiny ledu., Slaná voda postupně roztaví led těsně pod ním, nakonec kape z ledové matrice a potápí se. Tento proces je známý jako odmítnutí solanky.

výsledná antarktická spodní voda (Aabw) klesá a teče na sever a východ, ale je tak hustá, že ve skutečnosti underflows NADW. AABW tvořená ve Weddellově moři naplní hlavně Atlantik a indické pánve, zatímco AABW tvořená v Rossově moři bude proudit směrem k Tichému oceánu.,

husté masy vody tvoří tyto procesy toku dolů na dno oceánu, jako proud v okolních méně husté tekutiny, a naplnit povodí polárních moří. Stejně jako říční údolí přímé potoky a řeky na kontinentech, spodní topografie omezuje hluboké a spodní vodní masy.

Všimněte si, že, na rozdíl od čerstvé vody, mořské vody, nemá maximální hustota při 4 °C, ale dostane hustší jak se ochlazuje celou cestu k jeho tuhnutí přibližně -1.8 °C. Tento bod mrazu, je však funkce, slanosti a tlaku, a tedy -1.,8 °C není obecná teplota mrznutí mořské vody (viz obrázek vpravo).

Pohyb z hluboké vody massesEdit

Tvorba a pohyb hlubokých vodních mas v Severním Atlantiku, vytváří potápějící se masy vody, které vyplňují povodí a toku velmi pomalu do hluboké abyssal pláně Atlantiku. Toto chlazení s vysokou zeměpisnou šířkou a ohřev s nízkou šířkou pohání pohyb hluboké vody v polárním jižním toku. Hluboké vody protéká Antarktickém Oceánu po Jižní Africe, kde je rozdělen na dvě cesty: jedna do Indického Oceánu a jedna minulosti, Austrálie, do Tichomoří.,

V Indickém Oceánu, některé studené a slané vody z Atlantiku—natažený tok teplejší a čerstvější horní vody oceánu z tropických Pacific—způsobuje vertikální výměna husté, potopení vody s lehčí vody výše. To je známé jako převrácení. V Tichém oceánu, zbytek studené a slané vody z Atlantiku prochází haline nutit, a stává se teplejší a čerstvější rychleji.,

tekoucí podmořská voda studené a slané vody činí mořskou hladinu Atlantiku mírně nižší než Pacifik a slanost nebo halinita vody v Atlantiku vyšší než Pacifik. To vytváří velký, ale pomalý průtok teplejší a čerstvější horní vody oceánu z tropického Pacifiku do Indického Oceánu přes Indonéské Souostroví nahradit studené a slané Antarktická Spodní Voda. Toto je také známé jako „haline forcing“ (čistý zisk Sladkovodní vody s vysokou zeměpisnou šířkou a odpařování s nízkou zeměpisnou šířkou)., Tento teplejší, čerstvější vody z Pacifiku proudí nahoru přes Jižní Atlantik do Grónska, kde se neochladí a prochází odpařovací chlazení a potopí na dno oceánu, poskytuje kontinuální termohalinní cirkulace.

nedávné a populární jméno pro termohalinovou cirkulaci, zdůrazňující vertikální povahu a charakter pólu k pólu tohoto druhu cirkulace oceánu, je meridionální převrácení oběhu.

kvantitativní odhadedit

přímé odhady pevnosti termohalinové cirkulace byly provedeny ve 26.,5 ° N v severním Atlantiku od roku 2004 programem UK-US RAPID. Tím, že kombinuje přímé odhady oceán doprava, pomocí aktuální metrů a podmořské kabelové měření s odhady geostrophic z aktuální teploty a slanost měření, RYCHLÝ program poskytuje nepřetržitou, full-hloubka, basinwide odhady termohalinní výměník nebo, přesněji, meridionální převrácení oběhu.,

hmoty hluboké vody, které se účastní MOC, mají podpisy chemického, teplotního a izotopového poměru a lze je vysledovat, vypočítává se jejich průtok a určuje se jejich věk.Patří mezi ně poměry 231pa / 230.