의 움직임을 표면 전류 밀어 바람에 의해 상당히 직관적입니다. 예를 들어,바람은 연못의 표면에 잔물결을 쉽게 생성합니다. 따라서 깊은 바다—바람이없는-은 초기 해양 학자들에 의해 완벽하게 정적 인 것으로 가정되었다. 그러나 현대의 계측은 깊은 물 질량의 현재 속도가 중요 할 수 있음을 보여줍니다(표면 속도보다 훨씬 적지 만)., 일반적으로,바다 물 속도 범위에서 분수의 센티미터 초당(의 깊이에서 바다에)가끔은 1 개 이상의 m/s 의 표면에 있는 전류는 같은 걸프 스트림 및 쿠로시오.

깊은 바다에서,주된 원동력이의 차이는 밀도,염분에 의해 발생과 온도 변화(증가 염분의 온도를 낮추는 유체를 모두 증가한 밀도). 바람과 밀도가 구동되는 순환의 구성 요소에 종종 혼란이 있습니다., 참고로 해류로 인해 조수 또한 중요한 많은 장소에서 가장 눈에 띄는 상대적으로 얕은 연안 해역,조류에서 또한 중요할 수 깊은 바다입니다. 거기에서 그들은 현재 혼합 과정,특히 일배 체형 혼합을 용이하게하는 것으로 생각된다.

해양 물 밀도는 전 세계적으로 균질하지는 않지만 현저하고 신중하게 변화합니다. 급격하게 정의 된 경계는 표면에서 형성되는 물 덩어리 사이에 존재하며,이후 바다 내에서 자신의 정체성을 유지합니다., 그러나 이러한 날카로운 경계는 공간적으로 상상되는 것이 아니라 오히려 물 질량이 구별되는 t-S-다이어그램에서 상상됩니다. 그들은 온도와 염분 모두에 의존하는 밀도에 따라 서로 위 또는 아래에 위치합니다.

따뜻한 바닷물은 팽창하여 더 차가운 바닷물보다 밀도가 낮습니다. 염 물 물 물 분자 사이 간질 사이트를 작성 하는 용 해 된 염을 단위 볼륨 당 더 많은 질량의 결과로 신선한 물 보다 밀도가 높습니다. 가벼운 물 물 덩어리는 밀도가 높은 것들 위에 떠 있습니다(나무 조각이나 얼음이 물 위에 떠 다니는 것처럼 부력을보십시오)., 이것으로 알려진”안정적인 계층”으로 반대되는 불안정한 층(참조하십시오 Brunt-Väisälä 주파수)는 밀도가 바다는 위에 있는 밀도가 낮게 바다(참조 대류 또는 깊은 대류에 필요한 물량을 형성). 할 때 조밀 한 물 질량을 먼저 형성되고,그들은하지 않은 안정적으로 계층화,그래서 그들은 자신을 찾을 올바른 수직 위치에 따라 자신의 밀도입니다. 이 운동을 대류라고하며 중력에 의한 층화를 명령합니다., 구동에 의해 밀도 그라디언트는 이 설정의 기본 원동력이 깊은 바다의 전류를 다음과 같이 깊은 서쪽 경계류(DWBC).

열 염분 순환 주로 구동에 의해 형성의 깊은 물에 대중에는 북대서양과 남쪽 바다 차이가 발생할 수온과 염도의 물.이 모델은 1960 년 Henry Stommel 과 Arnold B.Arons 에 의해 설명되었으며 MOC 의 Stommel-Arons 상자 모델로 알려져 있습니다.,

성의 깊은 물 massesEdit

울창한 물 질량는 싱크로 깊은 저지대로 형성된 매우 특정 영역의 북대서양과 바랍니다. 북대서양에서는 바다 표면의 해수가 바람과 낮은 주변 공기 온도에 의해 강렬하게 냉각됩니다. 바람을 이동하는 물 또한 큰 거래를 증발의 주요 감소에 온도라고 증발 냉각과 관련된 잠열., 증발 물 물 분자만 제거,남긴 해 수 염분의 증가의 결과,따라서 온도 감소와 함께 물 질량의 밀도의 증가. 노르웨이 바다 증발 냉각이 우세하고,가라앉는 물 질량,북대서양 깊은 물(NADW),채워지와 유출을 통해 남쪽으로 이동 크레바스에서 잠수함 문턱에 연결되는 그린란드,아이슬란드,영국으로 알려진 그린란드-스코틀랜드-Ridge., 그런 다음 대서양의 깊은 심해 평원으로 매우 천천히 흐르고 항상 남쪽 방향으로 흐릅니다. 그러나 북극해 분지에서 태평양으로의 흐름은 베링 해협의 좁은 얕은 곳에 의해 차단됩니다.

에서 남쪽 바다,강력 하강하는 바람이 불고서는 남극 대륙에 얼음 선반 불 것이다 새로 형성되는 바다 얼음은 멀리,오프닝 polynyas 해안을 따라., 더 이상 바다 얼음으로 보호되지 않는 바다는 잔인하고 강한 냉각을 겪습니다(폴리 냐 참조). 한편,해빙은 개질을 시작하므로 지표수 또한 염분이 많아 지므로 매우 밀도가 높습니다. 사실의 형성,바다 얼음은 기여를 증가 표면에 있는 바닷물 염분;차갑 소금물은 뒤에 왼쪽으로 바다 얼음이 주위에 그것은(순수한 물이 우선적으로 얼). 염분이 증가하면 해수의 빙점이 낮아 지므로 차가운 액체 염수가 얼음의 벌집 안에 개재물에 형성됩니다., 소금물은 그 바로 아래의 얼음을 점진적으로 녹여 결국 얼음 매트릭스에서 빠져 나와 가라 앉습니다. 이 과정은 염수 거부로 알려져 있습니다.

결과로 생긴 남극 바닥 물(AABW)은 북쪽과 동쪽으로 가라 앉고 흐르지 만 너무 밀도가 높아서 실제로 NADW 를 밑돌고 있습니다. Weddell Sea 에서 형성된 AABW 는 주로 대서양과 인도 분지를 채울 것이지만 Ross Sea 에서 형성된 AABW 는 태평양쪽으로 흐를 것입니다.,

울창한 물 질량에 의해 형성된 이러한 프로세스 흐름 내리막의 아래쪽에,바다 스트림과 같은 내에는 밀도가 낮게 유체로 채워지의 북극 바다입니다. 강 계곡이 대륙의 하천과 강을 지시하는 것과 마찬가지로,바닥 지형은 깊은 곳과 바닥의 물 덩어리를 제한합니다.

주는 것과는 달리,신선한 물,해수 있지 않은 밀도에서 최대 4°C 지 밀도를 냉각으로 모든 방법을 어는점의 약 -1.8°C 이 어는점은 그러나 함수의 염분 및 압력 따라서-1 입니다.,물.8°C 는 해수의 일반적인 동결 온도가 아닙니다(오른쪽 다이어그램 참조).

운동이의 깊은 물 massesEdit

형성 및 운동이의 깊은 물에 대중에 북한 대서양 바다를 만듭 침몰하는 물은 대중을 채우지와 흐름을 아주 천천히 깊은 심해 평야합니다. 이 고위도 냉각과 저위도 가열은 극지방의 남쪽으로의 물 흐름에서 심층수의 움직임을 유도합니다. 깊은 물 흐름을 통해 남극 바다면대 주위에 남아프리카 공화국이 두 개로 분할 경로:한 인도양으로하고 하나는 과거가 호주에 있습니다.,

에서는 인도양의 일부를 차갑고 짭짤한 물에서 대서양을 그린 그의 흐름에 의해 따뜻하고 신선한 상 바다 물에서 열대 태평양—인 수직 교 밀도의 침몰,물과 가벼운 물니다. 그것은 전복으로 알려져 있습니다. 태평양에서는 대서양에서 춥고 짠 물 나머지 부분은 할린 강제력을 겪고 더 빨리 더 따뜻하고 신선 해집니다.,

밖으로 흐르는 해저의 차가운 및 짠 물은 바다 수준의 대서양을 보다 약간 낮은 태평양의 염분 또는 halinity 의 물에서 대서양을 보다 더 높습니다. 이를 생성하지만 큰 느린의 흐름을 따뜻하고 신선한 상 바다 물에서 열대 태평양,인도양을 통해 인터넷을 무료로 대체하는 차가운 및 짠 남극 아래 물. 이것은’할린 강제력'(순 고위도 담수 이득 및 저위도 증발)이라고도합니다., 이 따뜻한 신선한 물에서 태평양를 통해 흐르는 남대서양을 그린란드,그것은 냉각 및 거쳐 증발 냉각 및 싱크를 제공하고,지속적인 열 염분 순환한다.

따라서,최근 인기 이름을 열 염분 순환을 강조하는 수직 자연과 pole-to-pole 캐릭터의 이런 종류의 바다 순환이 완벽한 뒤집히는 순환이 있습니다.

정량적 추정편집

서모 할린 순환의 강도에 대한 직접적인 추정치가 26 에서 이루어졌다.,영국-미국 신속한 프로그램에 의해 2004 년부터 북대서양에서 5°N. 을 결합하여 직접적인 추정 바다의 전송을 사용하여 현재 미터 해저 케이블 측정으로 예상의 geostrophic 현재의 온도에서 염 분 측정,신속한 프로그램를 연속적으로,전체 깊이,basinwide 추정의 열 염분 순환하거나,더욱 정확하게 오 뒤집히는 순환이 있습니다.,

깊은 물 질량에 참여하는 MOC 화학,온도 및 동위 원소 서명 비율 및 추적 할 수 있습니다,그들의 유량 계산하고,자신의 나이 결정됩니다.여기에는 231Pa/230 번째 비율이 포함됩니다.