Die Bewegung der vom Wind gedrückten Oberflächenströme ist ziemlich intuitiv. Zum Beispiel erzeugt der Wind leicht Wellen auf der Oberfläche eines Teiches. So wurde der Tiefsee—ohne Wind—von frühen Ozeanographen als vollkommen statisch angenommen. Moderne Instrumente zeigen jedoch, dass Stromgeschwindigkeiten in tiefen Wassermassen signifikant sein können (wenn auch viel geringer als Oberflächengeschwindigkeiten)., Im Allgemeinen reichen die Meereswassergeschwindigkeiten von Bruchteilen von Zentimetern pro Sekunde (in der Tiefe der Ozeane) bis manchmal mehr als 1 m/s in Oberflächenströmungen wie dem Golfstrom und Kuroshio.

Im tiefen Ozean sind Dichteunterschiede die vorherrschende treibende Kraft, die durch Salzgehalt und Temperaturschwankungen verursacht werden (Erhöhung des Salzgehalts und Senkung der Temperatur eines Fluids erhöhen beide seine Dichte). Es gibt oft Verwirrung über die Komponenten der Zirkulation, die Wind und Dichte angetrieben werden., Beachten Sie, dass Meeresströmungen aufgrund von Gezeiten auch an vielen Stellen signifikant sind; Am prominentesten in relativ flachen Küstengebieten können Gezeitenströmungen auch im tiefen Ozean signifikant sein. Dort wird derzeit angenommen, dass sie Mischprozesse, insbesondere das diapycnale Mischen, erleichtern.

Die Dichte des Meerwassers ist nicht global homogen, sondern variiert signifikant und diskret. Scharf definierte Grenzen existieren zwischen Wassermassen, die sich an der Oberfläche bilden und anschließend ihre eigene Identität innerhalb des Ozeans bewahren., Diese scharfen Grenzen sind jedoch nicht räumlich vorstellbar, sondern in einem T-S-Diagramm, in dem Wassermassen unterschieden werden. Sie positionieren sich entsprechend ihrer Dichte, die sowohl von der Temperatur als auch vom Salzgehalt abhängt, über oder untereinander.

Warmes Meerwasser dehnt sich aus und ist somit weniger dicht als kühleres Meerwasser. Salzigeres Wasser ist dichter als frischeres Wasser, da die gelösten Salze zwischen den Wassermolekülen interstitielle Stellen füllen, was zu mehr Masse pro Volumeneinheit führt. Leichtere Wassermassen schwimmen über dichteren (so wie ein Stück Holz oder Eis auf dem Wasser schwimmt, siehe Auftrieb)., Dies wird als „stabile Schichtung“ bezeichnet, im Gegensatz zur instabilen Schichtung (siehe Brunt-Väisälä-Frequenz), bei der sich dichtere Gewässer über weniger dichten Gewässern befinden (siehe Konvektion oder tiefe Konvektion, die für die Bildung von Wassermassen erforderlich ist). Wenn sich zuerst dichte Wassermassen bilden, sind sie nicht stabil geschichtet, so dass sie versuchen, sich entsprechend ihrer Dichte in der richtigen vertikalen Position zu befinden. Diese Bewegung wird Konvektion genannt, sie ordnet die Schichtung durch Gravitation an., Angetrieben durch die Dichtegradienten stellt dies die Hauptantriebskraft hinter tiefen Meeresströmungen wie dem Deep Western Boundary Current (DWBC) dar.

Die thermohaline Zirkulation wird hauptsächlich durch die Bildung von tiefen Wassermassen im Nordatlantik und im Südlichen Ozean angetrieben, die durch Temperatur-und Salzgehaltsunterschiede des Wassers verursacht werden.Dieses Modell wurde 1960 von Henry Stommel und Arnold B. Arons beschrieben und ist als Stommel-Arons Box-Modell für das MOC bekannt.,

Bildung von Tiefwassermasseedit

Die dichten Wassermassen, die in die tiefen Becken sinken, bilden sich in ganz bestimmten Bereichen des Nordatlantiks und des Südlichen Ozeans. Im Nordatlantik wird Meerwasser an der Meeresoberfläche durch Wind und niedrige Umgebungslufttemperaturen intensiv gekühlt. Wind, der sich über das Wasser bewegt, erzeugt auch eine große Verdunstung, was zu einer Temperaturabnahme führt, die als Verdunstungskühlung im Zusammenhang mit latenter Hitze bezeichnet wird., Die Verdampfung entfernt nur Wassermoleküle, was zu einer Erhöhung des Salzgehalts des zurückgelassenen Meerwassers und damit zu einer Erhöhung der Dichte der Wassermasse zusammen mit der Abnahme der Temperatur führt. Im norwegischen Meer herrscht Verdunstungskühlung, und die sinkende Wassermasse, das nordatlantische Tiefwasser (NADW), füllt das Becken und verschüttet nach Süden durch Spalten in den U-Boot-Schwellen, die Grönland, Island und Großbritannien verbinden, die als Grönland-Schottland-Kamm bekannt sind., Es fließt dann sehr langsam in die tiefen Abgründe des Atlantiks, immer in südlicher Richtung. Der Fluss aus dem Becken des Arktischen Ozeans in den Pazifik wird jedoch durch die engen Untiefen der Beringstraße blockiert.

Im Südlichen Ozean werden starke katabatische Winde, die vom antarktischen Kontinent auf die Eisschelf wehen, das neu gebildete Meereis wegblasen und Polynyas entlang der Küste öffnen., Der Ozean, der nicht mehr durch Meereis geschützt ist, erleidet eine brutale und starke Abkühlung (siehe Polynya). In der Zwischenzeit beginnt sich das Meereis zu reformieren, so dass auch das Oberflächenwasser salziger und daher sehr dicht wird. Tatsächlich trägt die Bildung von Meereis zu einer Erhöhung des Oberflächenwassersalzgehalts bei; salzigere Sole bleibt zurück, da sich das Meereis um sie herum bildet (reines Wasser wird bevorzugt eingefroren). Zunehmender Salzgehalt senkt den Gefrierpunkt von Meerwasser, so dass kalte flüssige Sole in Einschlüssen innerhalb einer Eiswabe gebildet wird., Die Sole schmilzt allmählich das Eis direkt darunter, tropft schließlich aus der Eismatrix und sinkt. Dieser Vorgang wird als Soleabstoßung bezeichnet.

Das resultierende antarktische Grundwasser (AABW) sinkt und fließt nach Norden und Osten, ist aber so dicht, dass es das NADW tatsächlich unterläuft. Die im Weddellmeer gebildete AABW füllt hauptsächlich das Atlantische und das indische Becken, während die im Rossmeer gebildete AABW in Richtung Pazifik fließt.,

Die dichten Wassermassen, die durch diese Prozesse gebildet werden, fließen wie ein Strom in der umgebenden weniger dichten Flüssigkeit am Meeresgrund bergab und füllen die Becken der Polarmeere auf. So wie Flusstäler Bäche und Flüsse auf den Kontinenten leiten, schränkt die Bodentopographie die tiefen und unteren Wassermassen ein.

Beachten Sie, dass Meerwasser im Gegensatz zu Süßwasser bei 4 °C kein Dichtemaximum aufweist, sondern dichter wird, wenn es bis zu seinem Gefrierpunkt von ungefähr -1,8 °C abkühlt.,8 °C ist keine allgemeine Gefriertemperatur für Meerwasser (siehe Abbildung rechts).

Bewegung von Tiefwassermassenedit

Die Bildung und Bewegung der tiefen Wassermassen am Nordatlantik erzeugt sinkende Wassermassen, die das Becken füllen und sehr langsam in die tiefen Abgrundebenen des Atlantiks fließen. Diese Kühlung mit hohem Breitengrad und die Erwärmung mit niedrigem Breitengrad treiben die Bewegung des Tiefwassers in einem polaren Südwärtsfluss an. Das tiefe Wasser fließt durch das Antarktische Ozeanbecken um Südafrika, wo es in zwei Routen unterteilt ist: eine in den Indischen Ozean und eine an Australien vorbei in den Pazifik.,

Am Indischen Ozean verursacht ein Teil des kalten und salzigen Wassers aus dem Atlantik—gezeichnet durch den Fluss von wärmerem und frischerem oberem Ozeanwasser aus dem tropischen Pazifik—einen vertikalen Austausch von dichtem, sinkendem Wasser mit leichterem Wasser darüber. Es ist bekannt als Umkippen. Im Pazifischen Ozean erfährt der Rest des kalten und salzigen Wassers aus dem Atlantik einen Halin-Zwang und wird schneller wärmer und frischer.,

Die ausströmende Unterwasser von kaltem und salzigem Wasser macht den Meeresspiegel des Atlantiks etwas niedriger als der Pazifik und Salzgehalt oder Salzgehalt des Wassers am Atlantik höher als der Pazifik. Dies erzeugt einen großen, aber langsamen Fluss von wärmerem und frischerem Wasser des Oberen Ozeans vom tropischen Pazifik zum Indischen Ozean durch den indonesischen Archipel, um das kalte und salzige antarktische Grundwasser zu ersetzen. Dies wird auch als „Haline Forcing“ bezeichnet (Nettogewinn an Süßwasser mit hohem Breitengrad und Verdunstung mit niedrigem Breitengrad)., Dieses wärmere, frischere Wasser aus dem Pazifik fließt durch den Südatlantik nach Grönland, wo es abkühlt und verdunstet und auf den Meeresboden sinkt, was eine kontinuierliche thermohaline Zirkulation ermöglicht.

Daher ist ein neuer und populärer Name für die thermohaline Zirkulation, der die vertikale Natur und den Pol-zu-Pol-Charakter dieser Art von Ozeanzirkulation betont, die meridionale Umkippung Zirkulation.

Quantitative Schätzungedit

Direkte Schätzungen der Stärke der thermohalinen Zirkulation wurden bei 26 vorgenommen.,5°N im Nordatlantik seit 2004 durch das UK-US RAPID Programm. Durch die Kombination direkter Schätzungen des Seetransports unter Verwendung von Stromzählern und Unterseekabelmessungen mit Schätzungen des geostrophischen Stroms aus Temperatur-und Salzgehaltsmessungen liefert das RAPID-Programm kontinuierliche, tiefgreifende, basinweite Schätzungen der thermohalinen Zirkulation oder genauer der meridionalen Umkippung Zirkulation.,

Die tiefen Wassermassen, die am MOC beteiligt sind, haben chemische, Temperatur-und Isotopenverhältnisse und können zurückverfolgt, ihre Durchflussrate berechnet und ihr Alter bestimmt werden.Dazu gehören 231Pa / 230Th-Verhältnisse.