ruch prądów powierzchniowych popychanych przez wiatr jest dość intuicyjny. Na przykład wiatr łatwo wytwarza fale na powierzchni stawu. Tak więc głęboki ocean-pozbawiony wiatru – został uznany przez wczesnych oceanografów za doskonale statyczny. Jednak nowoczesne oprzyrządowanie pokazuje, że obecne prędkości w głębokich masach wodnych mogą być znaczne (choć znacznie mniejsze niż prędkości powierzchniowe)., Ogólnie rzecz biorąc, prędkości wody oceanicznej wahają się od ułamków centymetrów na sekundę (w głębi oceanów) do czasami ponad 1 m/s w prądach powierzchniowych, takich jak strumień zatoki i Kuroshio.
w głębokim oceanie główną siłą napędową są różnice gęstości, spowodowane zasoleniem i wahaniami temperatury (zwiększenie zasolenia i obniżenie temperatury płynu zwiększają jego gęstość). Często dochodzi do nieporozumień co do składników cyrkulacji, które są napędzane wiatrem i gęstością., Należy zauważyć, że prądy oceaniczne z powodu pływów są również znaczące w wielu miejscach; najbardziej widoczne w stosunkowo płytkich obszarach przybrzeżnych, prądy pływowe mogą być również znaczące w głębokim oceanie. Obecnie uważa się, że ułatwiają one procesy mieszania, zwłaszcza mieszania dwupiennego.
gęstość wody oceanicznej nie jest globalnie jednorodna, ale zmienia się znacznie i dyskretnie. Między masami wody, które tworzą się na powierzchni, a następnie zachowują własną tożsamość w oceanie, istnieją wyraźnie określone granice., Ale tych ostrych granic nie należy wyobrażać sobie przestrzennie, ale raczej na wykresie T-S, gdzie rozróżnia się masy wody. Ustawiają się powyżej lub poniżej siebie w zależności od ich gęstości, która zależy zarówno od temperatury, jak i zasolenia.
ciepła woda morska rozszerza się i dlatego jest mniej gęsta niż chłodniejsza woda morska. Woda słona jest gęstsza niż woda świeża, ponieważ rozpuszczone sole wypełniają miejsca śródmiąższowe między cząsteczkami wody, co skutkuje większą masą na jednostkę objętości. Lżejsze masy wody unoszą się nad gęstszymi (tak jak kawałek drewna lub lodu unosi się na wodzie, patrz Wyporność)., Jest to znane jako „stabilna stratyfikacja” w przeciwieństwie do niestabilnej stratyfikacji (patrz Częstotliwość Brunta-Väisälä), gdzie gęstsze wody znajdują się nad mniej gęstymi wodami (patrz konwekcja lub głęboka konwekcja potrzebna do formowania masy wody). Gdy po raz pierwszy powstają gęste masy wody, nie są one stabilnie stratyfikowane, więc starają się znaleźć we właściwej pozycji pionowej zgodnie z ich gęstością. Ruch ten nazywa się konwekcją, nakazuje stratyfikację przez grawitację., Napędzane przez gradienty gęstości tworzy to główną siłę napędową głębokich prądów oceanicznych, takich jak Deep western boundary current (DWBC).
cyrkulacja termohalinowa jest napędzana głównie przez tworzenie się głębokich mas wody w północnym Atlantyku i Oceanie Południowym spowodowane różnicami temperatury i zasolenia wody.Model ten został opisany przez Henry ' ego Stommela i Arnolda B. Aronsa w 1960 roku i jest znany jako model Stommel-Arons box Dla MOC.,
formowanie się głębokich mas wodnychedytuj
gęste masy wód opadające do głębokich basenów powstają w dość specyficznych rejonach Północnego Atlantyku i Oceanu Południowego. Na północnym Atlantyku woda morska na powierzchni oceanu jest intensywnie chłodzona przez wiatr i niskie temperatury powietrza otoczenia. Wiatr poruszający się nad wodą powoduje również duże parowanie, co prowadzi do spadku temperatury, zwanego chłodzeniem parowym związanym z ciepłem utajonym., Odparowanie usuwa tylko cząsteczki wody, powodując wzrost zasolenia wody morskiej pozostawionej, a tym samym wzrost gęstości masy wody wraz ze spadkiem temperatury. W Morzu Norweskim dominuje chłodzenie parowe, a tonąca masa wody, głęboka woda Północnoatlantycka (NADW), wypełnia basen i rozlewa się na południe przez szczeliny w parapetach podwodnych, które łączą Grenlandię, Islandię i Wielką Brytanię, które są znane jako Grenlandia-Szkocja-Ridge., Następnie płynie bardzo powoli w głębokie równiny abisalne Atlantyku, zawsze w kierunku południowym. Przepływ z basenu Oceanu Arktycznego do Pacyfiku jest jednak zablokowany przez wąskie płycizny Cieśniny Beringa.
wpływ temperatury i zasolenia na maksymalną gęstość wody morskiej i temperaturę zamarzania wody morskiej.
na Oceanie Południowym silne wiatry katabatyczne wiejące z kontynentu Antarktycznego na półki lodowe zdmuchną nowo powstały lód morski, otwierając polinje wzdłuż wybrzeża., Ocean, który nie jest już chroniony przez lód morski, ulega brutalnemu i silnemu ochłodzeniu (zob. polinya). Tymczasem lód morski zaczyna się reformować, więc wody powierzchniowe również stają się bardziej zasolone, a więc bardzo gęste. W rzeczywistości tworzenie się lodu morskiego przyczynia się do wzrostu zasolenia powierzchniowej wody morskiej; słona solanka pozostaje w tyle, gdy wokół niej tworzy się lód morski (czysta woda preferencyjnie jest zamarznięta). Zwiększenie zasolenia obniża temperaturę zamarzania wody morskiej, więc zimna płynna solanka powstaje w inkluzjach w plastrze miodu lodu., Solanka stopniowo topi lód tuż pod nim, w końcu kapie z matrycy lodowej i tonie. Proces ten znany jest jako odrzucenie solanki.
powstałe w wyniku tego dno Antarktyki (Aabw) tonie i płynie na północ i wschód, ale jest tak gęste, że faktycznie unosi się pod NADW. AABW uformowany w Morzu Weddella wypełni głównie baseny Atlantyku i Indii, podczas gdy aabw uformowany w Morzu Rossa będzie płynął w kierunku Oceanu Spokojnego.,
gęste masy wody powstałe w wyniku tych procesów spływają w dół na dnie oceanu, niczym strumień w otaczającym mniej gęstym płynie i wypełniają baseny mórz polarnych. Podobnie jak doliny rzeczne kierują strumieniami i rzekami na kontynentach, topografia denna ogranicza głębokie i denne masy wód.
zauważ, że w przeciwieństwie do wody słodkiej, woda morska nie ma maksymalnej gęstości w temperaturze 4 °C, ale staje się gęstsza, gdy chłodzi się do temperatury zamarzania około -1,8 °C. ten punkt zamarzania jest jednak funkcją zasolenia i ciśnienia, a tym samym -1.,8 °C nie jest ogólną temperaturą zamarzania wody morskiej (patrz rysunek po prawej stronie).
ruch głębokich mas wodnyedit
woda powierzchniowa płynie na północ i tonie w gęstym oceanie w pobliżu Islandii i Grenlandii. Łączy globalną cyrkulację termohalinową z Oceanem Indyjskim i Antarktycznym prądem Okołobiegunowym.,
formowanie i ruch głębokich mas wodnych na północnym Oceanie Atlantyckim, tworzy tonące masy wody, które wypełniają basen i płyną bardzo powoli do głębokich równin abisalnych Atlantyku. To chłodzenie na dużej szerokości geograficznej i ogrzewanie na małej szerokości geograficznej napędzają ruch głębokiej wody w polarnym przepływie na południe. Głęboka woda przepływa przez Basen Oceanu Antarktycznego wokół Afryki Południowej, gdzie jest podzielona na dwie drogi: jedną do Oceanu Indyjskiego i jedną przez Australię do Pacyfiku.,
na Oceanie Indyjskim część zimnej i słonej wody z Atlantyku—pobieranej przez przepływ cieplejszej i świeższej wody górnego oceanu z tropikalnego Pacyfiku—powoduje pionową wymianę gęstej, tonącej wody z lżejszą wodą powyżej. Jest znany jako przewrócenie. W Oceanie Spokojnym reszta zimnej i słonej wody z Atlantyku ulega wymuszaniu halinowemu i szybciej staje się cieplejsza i świeższa.,
odpływ wody zimnej i słonej sprawia, że poziom morza w Atlantyku jest nieco niższy niż w Pacyfiku, a zasolenie lub halogenność wody w Atlantyku jest wyższa niż w Pacyfiku. Generuje to duży, ale powolny przepływ cieplejszej i świeższej wody górnej części oceanu z tropikalnego Pacyfiku do Oceanu Indyjskiego przez Archipelag Indonezyjski, aby zastąpić zimne i słone wody DNA Antarktyki. Jest to również znane jako „wymuszanie halinowe” (przyrost wody o dużej szerokości geograficznej i parowanie o małej szerokości geograficznej)., Ta cieplejsza, świeższa woda z Pacyfiku przepływa przez Południowy Atlantyk do Grenlandii, gdzie ochładza się i ulega ochłodzeniu parowemu i tonie do dna oceanu, zapewniając ciągłą cyrkulację termohalinową.
stąd najnowszą i popularną nazwą cyrkulacji termohalinowej, podkreślającą pionowy charakter i charakter tego rodzaju cyrkulacji oceanicznej, jest krążenie meridionalne.
oszacowanie ilościowe
dokonano bezpośrednich oszacowań siły cyrkulacji termohalinowej na 26.,5°N na północnym Atlantyku od 2004 r. w ramach programu RAPID UK-USA. Dzięki połączeniu bezpośrednich szacunków transportu oceanicznego za pomocą mierników prądu i pomiarów kabli podmorskich z szacunkami prądu geostroficznego z pomiarów temperatury i zasolenia, program RAPID zapewnia ciągłe, pełne, bazowe szacunki cyrkulacji termohalinowej lub, dokładniej, meridional przewracania cyrkulacji.,
masy głębokich wód, które uczestniczą w MOC mają sygnatury chemiczne, temperatury i izotopów i mogą być śledzone, ich natężenie przepływu obliczone, a ich wiek określony.Należą do nich współczynniki 231Pa / 230Th.