Il movimento delle correnti superficiali spinte dal vento è abbastanza intuitivo. Ad esempio, il vento produce facilmente increspature sulla superficie di uno stagno. Così l’oceano profondo-privo di vento—è stato supposto per essere perfettamente statico dai primi oceanografi. Tuttavia, la strumentazione moderna mostra che le velocità attuali nelle masse di acque profonde possono essere significative (anche se molto inferiori alle velocità di superficie)., In generale, le velocità dell’acqua oceanica variano da frazioni di centimetri al secondo (nella profondità degli oceani) a volte più di 1 m/s nelle correnti superficiali come la corrente del Golfo e Kuroshio.

Nell’oceano profondo, la forza trainante predominante sono le differenze di densità, causate dalla salinità e dalle variazioni di temperatura (l’aumento della salinità e l’abbassamento della temperatura di un fluido aumentano la sua densità). C’è spesso confusione sui componenti della circolazione che sono guidati dal vento e dalla densità., Si noti che le correnti oceaniche dovute alle maree sono significative anche in molti luoghi; più prominente nelle zone costiere relativamente poco profonde, le correnti di marea possono essere significative anche nell’oceano profondo. Ci sono attualmente pensato per facilitare i processi di miscelazione, in particolare diapycnal miscelazione.

La densità dell’acqua oceanica non è globalmente omogenea, ma varia in modo significativo e discreto. Esistono confini ben definiti tra le masse d’acqua che si formano in superficie e successivamente mantengono la propria identità all’interno dell’oceano., Ma questi confini netti non devono essere immaginati spazialmente, ma piuttosto in un diagramma T-S in cui si distinguono le masse d’acqua. Si posizionano sopra o sotto l’altro in base alla loro densità, che dipende sia dalla temperatura che dalla salinità.

L’acqua di mare calda si espande ed è quindi meno densa dell’acqua di mare più fredda. L’acqua più salata è più densa dell’acqua più fresca perché i sali disciolti riempiono i siti interstiziali tra le molecole d’acqua, con conseguente maggiore massa per unità di volume. Masse d’acqua più leggere galleggiano su quelle più dense (proprio come un pezzo di legno o ghiaccio galleggerà sull’acqua, vedi galleggiabilità)., Questo è noto come” stratificazione stabile ” al contrario di stratificazione instabile (vedi frequenza Brunt-Väisälä) dove le acque più dense si trovano su acque meno dense (vedi convezione o convezione profonda necessaria per la formazione di massa d’acqua). Quando si formano per la prima volta masse d’acqua dense, non sono stratificate stabilmente, quindi cercano di posizionarsi nella corretta posizione verticale in base alla loro densità. Questo movimento è chiamato convezione, ordina la stratificazione per gravitazione., Guidato dai gradienti di densità, questo costituisce la principale forza trainante delle correnti oceaniche profonde come la deep western boundary current (DWBC).

La circolazione termoalina è principalmente guidata dalla formazione di masse d’acqua profonde nell’Atlantico settentrionale e nell’Oceano Meridionale causate da differenze di temperatura e salinità dell’acqua.Questo modello è stato descritto da Henry Stommel e Arnold B. Arons nel 1960 ed è noto come il modello Stommel-Arons box per il MOC.,

Formazione di masse d’acqua profondamodifica

Le masse d’acqua dense che affondano nei bacini profondi si formano in aree abbastanza specifiche del Nord Atlantico e dell’Oceano Meridionale. Nel Nord Atlantico, l’acqua di mare sulla superficie dell’oceano è intensamente raffreddata dal vento e dalle basse temperature dell’aria ambiente. Il vento che si muove sull’acqua produce anche una grande quantità di evaporazione, portando ad una diminuzione della temperatura, chiamata raffreddamento evaporativo correlato al calore latente., L’evaporazione rimuove solo le molecole d’acqua, con conseguente aumento della salinità dell’acqua di mare lasciata indietro, e quindi un aumento della densità della massa d’acqua insieme alla diminuzione della temperatura. Nel Mare di Norvegia il raffreddamento evaporativo è predominante, e la massa d’acqua che affonda, l’acqua profonda del Nord Atlantico (NADW), riempie il bacino e si riversa verso sud attraverso crepacci nei davanzali sottomarini che collegano la Groenlandia, l’Islanda e la Gran Bretagna che sono noti come la cresta Groenlandia-Scozia., Scorre poi molto lentamente nelle profonde pianure abissali dell’Atlantico, sempre in direzione sud. Il flusso dal bacino dell’Oceano Artico nel Pacifico, tuttavia, è bloccato dalle strette secche dello stretto di Bering.

Nell’Oceano meridionale, forti venti katabatici che soffiano dal continente antartico sulle piattaforme di ghiaccio soffieranno via il ghiaccio marino appena formato, aprendo polynyas lungo la costa., L’oceano, non più protetto dal ghiaccio marino, subisce un raffreddamento brutale e forte (vedi polynya). Nel frattempo, il ghiaccio marino inizia a riformarsi, quindi anche le acque superficiali diventano più salate, quindi molto dense. Infatti, la formazione di ghiaccio marino contribuisce ad un aumento della salinità superficiale dell’acqua di mare; salamoia più salato è lasciato alle spalle come il ghiaccio marino si forma intorno ad esso (acqua pura preferenzialmente essere congelato). L’aumento della salinità abbassa il punto di congelamento dell’acqua di mare, quindi la salamoia liquida fredda si forma in inclusioni all’interno di un nido d’ape di ghiaccio., La salamoia scioglie progressivamente il ghiaccio appena sotto di esso, alla fine gocciolando fuori dalla matrice di ghiaccio e affondando. Questo processo è noto come rifiuto della salamoia.

L’Acqua di fondo antartico risultante (AABW) affonda e scorre verso nord e verso est, ma è così densa che in realtà sottopassa il NADW. Gli AABW formati nel Mare di Weddell riempiranno principalmente i bacini Atlantico e Indiano, mentre gli AABW formati nel Mare di Ross fluiranno verso l’Oceano Pacifico.,

Le masse d’acqua dense formate da questi processi scorrono in discesa sul fondo dell’oceano, come un flusso all’interno del fluido meno denso circostante, e riempiono i bacini dei mari polari. Proprio come le valli fluviali dirigono torrenti e fiumi sui continenti, la topografia inferiore limita le masse d’acqua profonde e di fondo.

Si noti che, a differenza dell’acqua dolce, l’acqua di mare non ha una densità massima a 4 °C ma diventa più densa mentre si raffredda fino al suo punto di congelamento di circa -1,8 °C. Questo punto di congelamento è tuttavia una funzione della salinità e della pressione e quindi -1.,8 °C non è una temperatura di congelamento generale per l’acqua di mare (vedi diagramma a destra).

Movimento delle masse d’acqua profondamodifica