風によって押された表面電流の動きはかなり直感的です。 例えば、風は池の表面に簡単に波紋を作り出します。 したがって、風を欠いている深海は、初期の海洋学者によって完全に静的であると仮定されました。 しかし、現代の計装は、深層水塊の現在の速度が重要である可能性があることを示しています（表面速度よりもはるかに小さいが）。, 一般に、海洋の水の速度は、メキシコ湾流や黒潮のような表面流では、毎秒センチメートルの割合（海の深さ）から時には1メートル/s以上の範囲です。

深海では、塩分と温度の変化（塩分の増加と流体の温度の低下の両方が密度を増加させる）によって引き起こされる密度の違いが支配的です。 風と密度が駆動される循環の構成要素にはしばしば混乱があります。, 潮による海流も多くの場所で重要であることに注意してください;比較的浅い沿岸地域で最も顕著な,潮流はまた、深海で重要であることができます. そこにそれらは現在混合プロセス、特にdiapycnal混合を促進すると考えられています。

海洋水の密度は世界的に均質ではないが、著しく離散的に変化する。 急激に定義された境界は、表面に形成され、その後、海洋内で独自のアイデンティティを維持する水塊の間に存在する。, しかし、これらの鋭い境界は空間的に想像されるのではなく、むしろ水塊が区別されるT-S図で想像されるべきである。 それらは、温度と塩分の両方に依存する密度に応じて、互いの上または下に位置する。

暖かい海水は膨張し、したがって冷たい海水よりも密度が低くなります。 溶解した塩は、単位体積当たりのより多くの質量で、その結果、水分子間の間質部位を埋めるため、塩水新鮮な水よりも密度が高いです。 より軽い水塊はより密度の高いものの上に浮かびます（木や氷が水に浮かぶように、浮力を参照してください）。, これは、密度の高い水が密度の低い水の上に位置する不安定な成層（Brunt-Väisälä周波数を参照）とは対照的に、”安定成層”として知られています（水塊形成に必要な対流または深い対流を参照）。 密な水塊が最初に形成されるとき、それらは安定して成層化されないので、それらはその密度に応じて正しい垂直位置に位置するように努める。 この運動は対流と呼ばれ、重力によって成層を注文します。, 密度勾配によって駆動されるこれは、深部西部境界流（DWBC）のような深い海流の背後にある主な駆動力を設定します。

熱塩循環は、主に水の温度と塩分の違いによって引き起こされる北大西洋と南洋の深層水塊の形成によって駆動されます。このモデルは1960年にHenry StommelとArnold B.Aronsによって記述され、MOCのStommel-Aronsボックスモデルとして知られています。,

深層水塊の形成編集

深層流域に沈む密な水塊は、北大西洋と南洋の非常に特定の地域で形成されています。 北大西洋では、海の表面の海水は風と低い周囲の気温によって激しく冷却されます。 水の上を移動する風はまた、潜熱に関連する蒸発冷却と呼ばれる温度の低下につながる、蒸発の大量を生成します。, 蒸発によって水分子のみが除去され、残された海水の塩分が増加し、温度が低下するとともに水塊の密度が増加します。 ノルウェー海では蒸発冷却が優勢であり、沈下する水塊である北大西洋深層水（NADW）が盆地を満たし、グリーンランド、アイスランド、グレートブリテンを結ぶ海底シルのクレバスを通って南に流出する。, その後、大西洋の深い深淵の平野に非常にゆっくりと流れ、常に南の方向に流れます。 しかし、北極海盆地から太平洋への流れは、ベーリング海峡の狭い浅瀬によって遮断されています。

南洋では、南極大陸から氷棚に吹く強いカタバティック風が新しく形成された海氷を吹き飛ばし、海岸沿いのポリニャを開きます。, もはや海氷によって保護されていない海は、残忍で強い冷却を受けています（polynyaを参照）。 一方、海氷が再形成し始めるので、表層水も塩分が多くなり、非常に濃くなります。 実際、海氷の形成は表層海水塩分の増加に寄与し、海氷の周りに形成されるにつれてより塩分の多い塩水が残される（純粋な水が優先的に凍結される）。 塩分の増加は海水の凝固点を低下させるので、氷のハニカム内の介在物中に冷たい液体ブラインが形成される。, 塩水は徐々にその真下の氷を溶かし、最終的に氷のマトリックスから滴り落ちて沈みます。 このプロセスとして知られる飽和食塩水で除去が可能になります。

結果として得られる南極底水（AABW）は北と東に沈み、流れますが、実際にはNADWを下に流れるので密度が高いです。 ウェッデル海で形成されたAABWは、主に大西洋とインドの盆地を埋めるのに対し、ロス海で形成されたAABWは太平洋に向かって流れるでしょう。,

これらのプロセスによって形成された濃密な水塊は、周囲の密度の低い流体内の流れのように、海の底を下り坂に流れ、極地の海の盆地を埋める。 川の谷が大陸に流れや川を直接するのと同じように、底部地形は深い水塊と底部水塊を制約します。

淡水とは異なり、海水は4℃で最大密度を持たないが、約-1.8℃の凝固点まで冷却するにつれて密度が高くなることに注意してください。,8°Cは海水の一般的な凍結温度ではありません（右の図を参照）。

深層水塊の動き編集

北大西洋における深層水塊の形成と動きは、盆地を満たし、大西洋の深い深淵平野に非常にゆっくりと流れる沈没水塊を作り出します。 この高緯度の冷却と低緯度の加熱は、極地の南向きの流れにおける深層水の動きを駆動する。 深層水は南アフリカ周辺の南極海盆地を通って流れ、インド洋に入り、オーストラリアを過ぎて太平洋に入る二つのルートに分かれています。,

インド洋では、熱帯太平洋からの暖かく新鮮な上部海洋水の流れによって引き出された大西洋からの冷たく塩辛い水の一部は、濃く沈んでいる水 それは転覆として知られています。 太平洋では、大西洋からの冷たく塩辛い水の残りの部分はハリン強制を受け、より暖かく、より迅速に新鮮になります。,

冷たく塩辛い水の海底が流れ出ると、大西洋の海面は太平洋よりもわずかに低くなり、大西洋の塩分または塩分は太平洋よりも高くなります。 これにより、熱帯太平洋からインドネシア群島を通ってインド洋への暖かく新鮮な上部海洋水の大規模ではあるがゆっくりとした流れが生じ、冷たく塩味のある南極底水に取って代わられる。 これは”ハリン強制”（正味の高緯度淡水利得と低緯度蒸発）としても知られている。, 太平洋からのこのより暖かく、より新鮮な水は南大西洋を通ってグリーンランドに流れ込み、そこで冷却されて蒸発冷却を受け、海底に沈み、連続的な熱塩循環を提供する。

したがって、この種の海洋循環の垂直的性質と極間的性質を強調する熱塩循環の最近の一般的な名前は、子午線転転循環である。

定量的推定編集

熱塩循環の強さの直接推定は26で行われている。,英国-米国の急速なプログラムによって5°N2004年以来、北大西洋で。 現在のメートルおよび海底ケーブル測定を使用して海洋輸送の直接推定を温度および塩分測定からの地衡流の推定値と組み合わせることにより、RAPIDプログラムは、熱塩循環、またはより正確には子午線転転循環の連続的な、全深、basinwide推定値を提供する。,

MOCに参加する深層水塊は、化学的、温度および同位体比のシグネチャを有し、追跡することができ、それらの流量を計算し、それらの年齢を決定する。これらは231Pa/230Th比率を含んでいる。