a globális szállítószalag egy folyamatos óceáni térképen
a szél által nyomott felszíni áramok mozgása meglehetősen intuitív. Például a szél könnyen hullámokat hoz létre a tó felszínén. Így a mély óceán—mentes a szél—feltételezték, hogy tökéletesen statikus korai oceanográfusok. A modern műszerek azonban azt mutatják, hogy a mélyvíztömegek jelenlegi sebessége jelentős lehet (bár sokkal kisebb, mint a felületi sebesség)., Általában az óceáni vízsebesség a centiméter/másodperc (az óceánok mélyén) frakcióitól a felszíni áramlatok, például a Gulf Stream és a Kuroshio, néha több mint 1 m / s-ig terjed.
a mély óceánban az uralkodó hajtóerő a sűrűségbeli különbségek, amelyeket a sótartalom és a hőmérsékletváltozások okoznak (a sótartalom növelése és a folyadék hőmérsékletének csökkentése egyaránt növeli annak sűrűségét). Gyakran összetévesztik a keringés szél-és sűrűségvezérelt alkatrészeit., Vegye figyelembe, hogy az árapály okozta óceáni áramlatok sok helyen szintén jelentősek; a legjelentősebb a viszonylag sekély part menti területeken, az árapályáramok szintén jelentősek lehetnek a mély óceánban. Jelenleg úgy gondolják, hogy megkönnyítik a keverési folyamatokat, különösen a napi keverést.
az óceánvíz sűrűsége globálisan nem homogén, de jelentősen és diszkréten változik. Élesen meghatározott határok léteznek a felszínen kialakuló víztömegek között, majd fenntartják saját identitásukat az óceánon belül., De ezeket az éles határokat nem térben kell elképzelni, hanem inkább egy T-S-diagramban, ahol a víztömegeket megkülönböztetik. Egymás felett vagy alatt helyezkednek el sűrűségük szerint, ami mind a hőmérséklettől, mind a sótartalomtól függ.
a meleg tengervíz kitágul, így kevésbé sűrű, mint a hűvösebb tengervíz. A sósabb víz sűrűbb, mint az édesvíz, mert az oldott sók interstitialis helyeket töltenek a vízmolekulák között, ami nagyobb tömeget eredményez egységnyi térfogatonként. A könnyebb víztömegek sűrűbbek felett lebegnek (ugyanúgy, mint egy darab fa vagy jég a vízen úszik, lásd a felhajtóerőt)., Ez más néven a “stabil rétegződése” szemben labilis rétegződés (lásd a Brunt-Väisälä frekvencia), ahol sűrűbb vizek felett helyezkedik el, kevésbé sűrű vizein (lásd a konvekciós vagy mély konvekciós szükséges víz tömege formáció). Amikor először sűrű víztömegek alakulnak ki, nem stabilan rétegződnek, ezért sűrűségük szerint igyekeznek a megfelelő függőleges helyzetbe helyezni magukat. Ezt a mozgást konvekciónak nevezik, gravitációval elrendeli a rétegződést., A sűrűség-színátmenetek által vezérelve ez a fő hajtóerőt hozza létre a mély óceáni áramlatok mögött, mint például a mély nyugati határáram (DWBC).
a termohalin keringést elsősorban az Atlanti-óceán északi részén és a Déli-óceánban a víz hőmérsékletének és sótartalmának különbségei által okozott mélyvíztömegek képződése okozza.Ezt a modellt Henry Stommel és Arnold B. Arons írta le 1960-ban, és a MOC stommel-Arons box modelljének nevezik.,
mélytengeri masszák képződéseszerkesztés
a mély medencékbe süllyedő sűrű víztömegek az Atlanti-óceán északi részének és a déli-óceánnak igen specifikus területein alakulnak ki. Az Atlanti-óceán északi részén az óceán felszínén található tengervizet intenzíven lehűti a szél és az alacsony környezeti levegő hőmérséklete. A víz felett mozgó szél szintén nagy mennyiségű párolgást eredményez, ami a hőmérséklet csökkenéséhez vezet, amelyet látens hővel kapcsolatos párolgási hűtésnek neveznek., A párolgás csak a vízmolekulákat távolítja el, ami a hátrahagyott tengervíz sótartalmának növekedését eredményezi, ezáltal a víztömeg sűrűségének növekedését a hőmérséklet csökkenésével együtt. A norvég-Tenger párolgási hűtés uralkodó, illetve a süllyedő víz tömege, az Észak-Atlanti mélytengeri (NADW), kitölti a medence kiömlött dél át a szakadékokon a tengeralattjáró küszöbök, hogy csatlakoztassa Grönland, Izland, Nagy-Britannia, amelyekről ismert, mint a Grönlandi-Skócia-Gerincen., Ezután nagyon lassan áramlik az Atlanti-óceán mély abyssal síkságaiba, mindig déli irányban. A Jeges-tenger medencéjéből a Csendes-óceánba történő áramlást azonban a Bering-szoros keskeny sekélysége blokkolja.
a hőmérséklet és a sótartalom hatása a tengervíz sűrűségére és a tengervíz fagyási hőmérsékletére.
a Déli-óceánban az antarktiszi kontinensről a jégpolcokra fújó erős katabatikus szelek fújják az újonnan kialakult tengeri jeget, megnyitva a polinyákat a part mentén., Az óceán, amelyet már nem véd a tengeri jég, brutális és erős hűtést szenved(lásd polynya). Eközben a tengeri jég megreformálódik, így a felszíni vizek is sósabbak, ezért nagyon sűrűek. Valójában a tengeri jég képződése hozzájárul a felszíni tengervíz sótartalmának növekedéséhez; a sósabb sóoldatot hátrahagyják, amikor a tengeri jég körülötte alakul ki (a tiszta vizet előnyben részesítve fagyasztják). A sótartalom növelése csökkenti a tengervíz fagyáspontját, így hideg folyékony sóoldat képződik a jég méhsejtben lévő zárványokban., A sós víz fokozatosan megolvasztja alatta a jeget, végül kicsapódik a jégmátrixból és elsüllyed. Ezt a folyamatot sós kilökődésnek nevezik.
az így létrejövő Antarktiszi fenékvíz (AABW) Észak és kelet felé folyik és folyik, de annyira sűrű, hogy valójában a NADW alá áramlik. A Weddell-tengerben képződött AABW elsősorban az Atlanti-és az indiai medencéket tölti meg, míg a Ross-tengerben képződött AABW a Csendes-óceán felé áramlik.,
az e folyamatok által alkotott sűrű víztömegek lefelé áramlanak az óceán fenekén, mint egy patak a környező kevésbé sűrű folyadékban, és feltöltik a sarki tengerek medencéit. Ahogy a folyóvölgyek patakokat és folyókat irányítanak a kontinenseken, az alsó topográfia korlátozza a mély és az alsó víztömegeket.
vegye figyelembe, hogy az édesvízzel ellentétben a tengervíznek nincs maximális sűrűsége 4 °C-on, de sűrűbbé válik, mivel egészen -1,8 °C-os fagypontig hűl.ez a fagyáspont azonban a sótartalom és a nyomás függvénye, így -1.,A 8 °C nem általános fagyási hőmérséklet a tengervíz esetében (lásd a jobb oldali ábrát).
mélytengeri masszák Mozgásaszerkesztés
a felszíni víz észak felé áramlik, és Izland és Grönland közelében, a sűrű óceánban süllyed. Csatlakozik a globális termohalin keringéshez az Indiai-óceánba, valamint az antarktiszi cirkumpoláris áramhoz.,
a mélytengeri tömegek kialakulása és mozgása az Atlanti-óceán északi részén, süllyedő víztömegeket hoz létre, amelyek kitöltik a medencét, és nagyon lassan áramlanak az Atlanti-óceán mély abyssal síkságaiba. Ez a nagy szélességű hűtés és az alacsony szélességű fűtés sarkvidéki déli áramlásban hajtja a mély víz mozgását. A mély víz Dél-Afrika körül folyik az antarktiszi-óceán medencéjén, ahol két útvonalra oszlik: az egyik az Indiai-óceánra, a másik pedig Ausztrália mellett a Csendes-óceánra.,
az Indiai-Óceánon, néhány a hideg, sós víz az Atlanti—húzott az áramlás a melegebb, frissebb felső óceán, a víz, a trópusi Csendes-óceáni—okoz függőleges exchange sűrű, süllyed a vízben könnyebb a víz felett. Ez az úgynevezett felborulás. A Csendes-óceánban az Atlanti-óceán hideg és sós vizének többi része halinerülésen megy keresztül, és gyorsabban melegszik és frissebbé válik.,
a hideg és sós víz kiáramló tengerfenéke az Atlanti-óceán tengerszintjét kissé alacsonyabbá teszi, mint a Csendes-óceán, az Atlanti-óceán sótartalma vagy haltartalma pedig magasabb, mint a Csendes-óceán. Ez a melegebb és frissebb felső-óceáni víz nagy, de lassú áramlását eredményezi a trópusi Csendes-óceántól az indiai-óceánig az indonéz szigetcsoporton keresztül, hogy helyettesítse a hideg és sós Antarktiszi Fenékvizet. Ez is ismert, mint a “halin kényszerítő” (nettó nagy szélességi édesvízi nyereség és alacsony szélességi párolgás)., Ez a melegebb, frissebb víz a Csendes-óceánból az Atlanti-óceán déli részén keresztül Grönlandig folyik, ahol lehűl, párolgási hűtésen megy keresztül, és az óceán fenekére süllyed, folyamatos termohalin keringést biztosítva.
ezért a termohalin keringés egy újabb és népszerű elnevezése, amely az ilyen típusú óceáni keringés függőleges jellegét és pólus-pólus jellegét hangsúlyozza, a meridional felboruló keringés.
kvantitatív becslésszerkesztés
a termohalin keringés szilárdságának közvetlen becslései 26-on történtek.,É. sz. 5°az Atlanti-óceán északi részén 2004 óta az Egyesült Királyság-USA RAPID program keretében. A rapid program folyamatos, teljes mélységű, alapszintű becsléseket nyújt a termohalin keringésről, pontosabban a meridional felboruló keringésről.,
a MOC-ban részt vevő mélyvíztömegek kémiai, hőmérséklet – és izotóparánnyal rendelkeznek, és nyomon követhetők, áramlási sebességük kiszámítható, életkoruk pedig meghatározható.Ezek közé tartozik a 231pa / 230th Arány.