de beweging van door de wind voortgeduwde oppervlaktestromen is vrij intuïtief. Bijvoorbeeld, de wind produceert gemakkelijk rimpelingen op het oppervlak van een vijver. Zo werd aangenomen dat de diepe oceaan—zonder wind—volkomen statisch was door vroege oceanografen. De moderne instrumentatie laat echter zien dat de stroomsnelheden in diepwatermassa ‘ s aanzienlijk kunnen zijn (hoewel veel minder dan de oppervlaktesnelheden)., In het algemeen variëren de oceaansnelheden van fracties van centimeters per seconde (in de diepte van de oceanen) tot soms meer dan 1 m/s in oppervlaktestromingen zoals de Golfstroom en Kuroshio.

in de diepe oceaan is de belangrijkste drijvende kracht verschillen in dichtheid, veroorzaakt door zoutgehalte en temperatuurschommelingen (verhoging van het zoutgehalte en verlaging van de temperatuur van een vloeistof verhogen beide de dichtheid). Er is vaak verwarring over de componenten van de circulatie die door wind en dichtheid worden aangedreven., Let op: oceaanstromingen als gevolg van getijden zijn ook significant op veel plaatsen; het meest prominent in relatief ondiepe kustgebieden, getijdenstromingen kunnen ook significant zijn in de diepe oceaan. Er wordt momenteel gedacht dat ze mengen processen te vergemakkelijken, met name diapycnaal mengen.

de dichtheid van oceaanwater is niet globaal homogeen, maar varieert aanzienlijk en discreet. Er bestaan scherp gedefinieerde grenzen tussen watermassa ‘ s die zich aan de oppervlakte vormen en vervolgens binnen de oceaan hun eigen identiteit behouden., Maar deze scherpe grenzen zijn niet ruimtelijk voor te stellen, maar eerder in een T-S-diagram waar watermassa ‘ s worden onderscheiden. Ze positioneren zich boven of onder elkaar volgens hun dichtheid, die afhankelijk is van zowel temperatuur en zoutgehalte.

Warm zeewater zet uit en is dus minder dicht dan koeler zeewater. Zout water is dichter dan zoet water omdat de opgeloste zouten interstitiële plaatsen tussen watermoleculen vullen, wat resulteert in meer massa per volume-eenheid. Lichtere watermassa ‘ s drijven over dichtere (net zoals een stuk hout of ijs op water drijft, zie drijfvermogen)., Dit is bekend als “stabiele stratificatie” in tegenstelling tot instabiele stratificatie (zie Brunt-Väisälä frequentie) waar dichtere wateren zich bevinden over minder dichte wateren (zie convectie of diepe convectie nodig voor watermassa vorming). Wanneer dichte watermassa ‘ s voor het eerst worden gevormd, zijn ze niet stabiel gestratificeerd, dus proberen ze zich in de juiste verticale positie te plaatsen volgens hun dichtheid. Deze beweging heet convectie, het beveelt de stratificatie door zwaartekracht., Gedreven door de dichtheidsgradiënten vormt dit de belangrijkste drijvende kracht achter diepe oceaanstromingen zoals de deep western boundary current (DWBC).

De thermohaliene circulatie wordt voornamelijk gedreven door de vorming van diepwatermassa ‘ s in de Noord-Atlantische Oceaan en de Zuidelijke Oceaan, veroorzaakt door verschillen in temperatuur en zoutgehalte van het water.Dit model werd in 1960 beschreven door Henry Stommel en Arnold B. Arons en staat bekend als het Stommel-Arons doosmodel voor het MOC.,

vorming van diepwatermassadedit

De dichte watermassa ‘ s die in de diepe bekkens zinken, worden gevormd in vrij specifieke gebieden van de Noord-Atlantische Oceaan en de Zuidelijke Oceaan. In de Noord-Atlantische Oceaan wordt zeewater aan het oppervlak van de oceaan intens gekoeld door de wind en lage omgevingsluchttemperaturen. Wind die over het water beweegt veroorzaakt ook veel verdamping, wat leidt tot een daling van de temperatuur, de zogenaamde verdampingskoeling gerelateerd aan latente warmte., Verdamping verwijdert alleen watermoleculen, wat resulteert in een toename van het zoutgehalte van het achtergebleven zeewater, en dus een toename van de dichtheid van de watermassa samen met de daling van de temperatuur. In de Noorse Zee is verdampingskoeling overheersend, en de zinkende watermassa, het Noord-Atlantische diepe Water (Nadw), vult het bekken en morst zuidwaarts door spleten in de onderzeese dorpels die Groenland, IJsland en Groot-Brittannië verbinden, die bekend staan als De Groenland-Schotland-Ridge., Het stroomt dan heel langzaam de diepe diepzeevlakten van de Atlantische Oceaan in, altijd in zuidelijke richting. De stroom van de Noordelijke IJszee naar de Stille Oceaan wordt echter geblokkeerd door het smalle ondiepe water van de Beringstraat.

in de Zuidelijke Oceaan blazen sterke katabatische winden vanuit het Antarctische continent op de ijsplaten het pas gevormde zee-ijs weg en openen polynyas langs de kust., De oceaan, niet langer beschermd door zee-ijs, lijdt onder een brute en sterke afkoeling (zie polynya). Ondertussen begint het zeeijs zich te reformeren, waardoor het oppervlaktewater ook zouter wordt, vandaar zeer dicht. In feite draagt de vorming van zee-ijs bij aan een toename van het zoutgehalte van het oppervlaktewater; zoute pekel blijft achter als het zee-ijs zich eromheen vormt (zuiver water wordt bij voorkeur bevroren). Het verhogen van het zoutgehalte verlaagt het vriespunt van zeewater, zodat koude vloeibare pekel wordt gevormd in insluitsels binnen een honingraat ijs., De pekel smelt geleidelijk het ijs net onder het, uiteindelijk druipen uit de ijsmatrix en zinken. Dit proces staat bekend als pekelafstoting.

het resulterende Antarctische bodemwater (AABW) zinkt en stroomt naar het noorden en oosten, maar is zo dicht dat het eigenlijk onder de NADW stroomt. AABW gevormd in de Weddell zee zal voornamelijk de Atlantische en Indische bekkens vullen, terwijl de AABW gevormd in de Ross zee zal stromen naar de Stille Oceaan.,

De dichte watermassa ‘ s die door deze processen worden gevormd, stromen bergafwaarts op de bodem van de oceaan, als een stroom in de omringende minder dichte vloeistof, en vullen de bassins van de poolzeeën. Net zoals rivierdalen stromen en rivieren op de continenten leiden, beperkt de bodemtopografie de diepe en bodemwatermassa ‘ s.

merk op dat, in tegenstelling tot zoet water, zeewater geen maximale dichtheid heeft bij 4 °C, maar dichter wordt naarmate het afkoelt tot het vriespunt van ongeveer -1,8 °C. Dit vriespunt is echter een functie van zoutgehalte en druk en dus -1.,8 °C is geen algemene vriestemperatuur voor zeewater (zie figuur rechts).

beweging van diepwatermassadedit

vorming en beweging van de diepwatermassa ’s in de Noord-Atlantische Oceaan, creëert zinkende watermassa’ s die het bekken vullen en heel langzaam de diepe diepzeevlakten van de Atlantische Oceaan in stromen. Deze hoge breedtegraad koeling en de lage breedtegraad verwarming drijft de beweging van het diepe water in een polaire zuidwaartse stroming. Het diepe water stroomt door het Antarctische Oceaanbekken rond Zuid-Afrika waar het verdeeld is in twee routes: een in de Indische Oceaan en een langs Australië in de Stille Oceaan.,

in de Indische Oceaan veroorzaakt een deel van het koude en zoute water uit de Atlantische Oceaan—getrokken door de stroom van warmer en frisser water uit de tropische Stille Oceaan—een verticale uitwisseling van dicht zinkend water met lichter water boven. Het staat bekend als kantelen. In de Stille Oceaan ondergaat de rest van het koude en zoute water uit de Atlantische Oceaan haline-forcering en wordt het sneller warmer en frisser.,

de uitstroom van koud en zout water maakt de zeespiegel van de Atlantische Oceaan iets lager dan de Stille Oceaan en het zout-of haliniteit van het water aan de Atlantische Oceaan hoger dan de Stille Oceaan. Dit genereert een grote maar langzame stroom van warmer en frisser boven oceaanwater van de tropische Stille Oceaan naar de Indische Oceaan door de Indonesische Archipel om het koude en zoute Antarctische bodemwater te vervangen. Dit wordt ook wel’ haline forcing ‘ genoemd (netto zoetwaterwinst op hoge breedtegraad en verdamping op lage breedtegraad)., Dit warmere, frissere water uit de Stille Oceaan stroomt door de Zuid-Atlantische Oceaan naar Groenland, waar het afkoelt, verdampingskoeling ondergaat en naar de oceaanbodem zinkt, waardoor een continue thermohaliene circulatie ontstaat.een recente en populaire naam voor de thermohaliene circulatie, die de verticale aard en het pool-tot-pool karakter van dit soort oceaancirculatie benadrukt, is de meridionale kantelingcirculatie.

kwantitatieve schattinghet

directe schattingen van de sterkte van de thermohaliene circulatie zijn gemaakt op 26.,5 ° NB in de Noord-Atlantische Oceaan sinds 2004 door het RAPID-programma van het VK en de VS. Door directe schattingen van het vervoer over zee met behulp van stroommeters en onderzeese kabelmetingen te combineren met schattingen van de geostrofe stroom uit temperatuur-en zoutincidentmetingen, levert het RAPID-programma continue, voldiepe, basisbreed schattingen van de thermohaliene circulatie of, nauwkeuriger, de meridionale kanteling circulatie.,

De diepwatermassa ‘ s die deelnemen aan de MOC hebben chemische, temperatuur-en isotopenverhouding en kunnen worden getraceerd, hun debiet wordt berekend en hun leeftijd wordt bepaald.Deze omvatten 231Pa / 230Th ratio ‘ s.