termohalina global em contínua-oceano mapa
O movimento das correntes superficiais empurrado pelo vento é bastante intuitiva. Por exemplo, o vento produz facilmente ondulações na superfície de um lago. Assim, o oceano profundo—desprovido de vento—foi assumido como sendo perfeitamente estático pelos primeiros oceanógrafos. No entanto, a instrumentação moderna mostra que as velocidades atuais em massas de água profunda podem ser significativas (embora muito menos que velocidades de superfície)., Em geral, as velocidades da água do oceano variam de frações de centímetros por segundo (na profundidade dos oceanos) a algumas vezes mais de 1 m/S em correntes de superfície como a corrente do Golfo e Kuroshio.no oceano profundo, a força motriz predominante são as diferenças de densidade, causadas por variações de salinidade e temperatura (aumentando a salinidade e baixando a temperatura de um fluido ambos aumentam a sua densidade). Há muitas vezes confusão sobre os Componentes da circulação que são o vento e densidade impulsionada., Note que as correntes oceânicas devido às marés também são significativas em muitos lugares; mais proeminentes em áreas costeiras relativamente rasas, as correntes de maré também podem ser significativas no oceano profundo. Lá eles são atualmente pensado para facilitar os processos de mistura, especialmente a mistura de fraldas.
A densidade da água do oceano não é globalmente homogênea, mas varia significativamente e discretamente. Existem limites claramente definidos entre as massas de água que se formam na superfície e, posteriormente, mantêm a sua própria identidade dentro do oceano., Mas estes limites afiados não devem ser imaginados espacialmente, mas sim em um diagrama T-S onde as massas de água são distinguidas. Posicionam-se acima ou abaixo uns dos outros de acordo com a sua densidade, que depende tanto da temperatura como da salinidade.a água do mar quente expande-se e é, portanto, menos densa que a água do mar mais fria. A água mais salgada é mais densa do que a água mais fresca porque os sais dissolvidos preenchem locais intersticiais entre moléculas de água, resultando em mais massa por unidade de volume. Massas de água mais leves flutuam sobre as mais densas (assim como um pedaço de madeira ou gelo flutuará sobre a Água, ver flutuabilidade)., Isto é conhecido como” estratificação estável ” em oposição à estratificação instável (ver frequência Brunt-Väisälä), onde as águas mais densas estão localizadas sobre águas menos densas (ver convecção ou convecção profunda necessária para a formação da massa de água). Quando massas de água densas são formadas pela primeira vez, elas não são estratificadas estavelmente, então elas procuram se localizar na posição vertical correta de acordo com sua densidade. Este movimento é chamado de convecção, ordena a estratificação por gravitação., Impulsionado pelos gradientes de densidade, isso estabelece a principal força motriz por trás das correntes oceânicas profundas, como a corrente de fronteira ocidental profunda (DWBC).a circulação termohalina é principalmente impulsionada pela formação de massas de águas profundas no Atlântico Norte e no Oceano Antártico causadas por diferenças de temperatura e salinidade da água.Este modelo foi descrito por Henry Stommel e Arnold B. Arons em 1960 e é conhecido como o modelo de caixa Stommel-Arons para o MOC.,as densas massas de água que se afundam nas bacias profundas são formadas em áreas bastante específicas do Atlântico Norte e do Oceano Antártico. No Atlântico Norte, a água do mar à superfície do oceano é intensamente resfriada pelo vento e baixas temperaturas do ar ambiente. O vento que se move sobre a água também produz uma grande quantidade de evaporação, levando a uma diminuição da temperatura, chamado resfriamento evaporativo relacionado ao calor latente., A evaporação remove apenas moléculas de água, resultando num aumento da salinidade da água do mar deixada para trás, e assim um aumento na densidade da massa de água, juntamente com a diminuição da temperatura. No mar Norueguês, o resfriamento por evaporação é predominante, e a massa de água afundando, a água profunda do Atlântico Norte (NADW), enche a bacia e verte para o sul através de fendas nos submarinos sills que conectam a Groenlândia, Islândia e Grã-Bretanha, que são conhecidos como a crista Groenlândia-Escócia., Em seguida, flui muito lentamente para as planícies abissais profundas do Atlântico, sempre em uma direção sulista. O fluxo da bacia do Oceano Ártico para o Pacífico, no entanto, é bloqueado pelos estreitos baixios do Estreito de Bering.
efeito da temperatura e salinidade na densidade máxima da água do mar e na temperatura de congelação da água do mar.
no Oceano Antártico, fortes ventos katabáticos que sopram do continente antártico para as plataformas de gelo Irão soprar o recém-formado gelo marinho, abrindo polinias ao longo da Costa., O oceano, não mais protegido pelo gelo do mar, sofre um resfriamento brutal e forte (veja polinya). Enquanto isso, o gelo do mar começa a se reformar, de modo que as águas superficiais também ficam mais salgadas, portanto muito densas. Na verdade, a formação de gelo do mar contribui para um aumento da salinidade da água do mar de superfície; salmoura mais salgada é deixada para trás à medida que o gelo do mar se forma ao seu redor (água pura preferencialmente sendo congelada). O aumento da salinidade diminui o ponto de congelação da água do mar, de modo que a salmoura líquida fria é formada em inclusões dentro de um favo de gelo., A salmoura derrete progressivamente o gelo logo abaixo dele, eventualmente escorrendo da matriz de gelo e afundando. Este processo é conhecido como rejeição de salmoura.
a água do fundo Antártico resultante (AABW) afunda e corre para norte e leste, mas é tão densa que na verdade transborda o NADW. O AABW formado no Mar de Weddell encherá principalmente as bacias do Atlântico e do Índico, enquanto o AABW formado no Mar de Ross fluirá em direção ao Oceano Pacífico.,
as densas massas de água formadas por estes processos fluem para baixo no fundo do oceano, como uma corrente dentro do fluido menos denso circundante, e enchem as bacias dos mares polares. Assim como vales fluviais direcionam córregos e rios nos continentes, a topografia inferior restringe as massas de água profunda e inferior.
Note que, ao contrário da água doce, a água do mar não tem uma densidade máxima a 4 °C, mas fica mais densa à medida que arrefece até ao seu ponto de congelação de aproximadamente -1,8 °C. Este ponto de congelação é, no entanto, uma função de salinidade e pressão e, portanto, -1.,8 ° C não é uma temperatura de congelação geral para a água do mar (ver diagrama à direita).
movimento de massesEdit de águas profundas
fluxos de águas superficiais para norte e sumidouros no denso oceano perto da Islândia e da Gronelândia. Junta-se à circulação global de termohalinas no Oceano Índico, e à corrente Circumpolar Antártica.,
formação e movimento das massas de águas profundas no Oceano Atlântico Norte, cria massas de água afundando que enchem a bacia e fluem muito lentamente para as planícies abissais profundas do Atlântico. Este resfriamento de alta latitude e o aquecimento de baixa latitude impulsiona o movimento da água profunda em um fluxo polar para sul. As águas profundas fluem através da bacia do Oceano Antártico em torno da África do Sul, onde é dividida em duas rotas: uma para o Oceano Índico e outra para além da Austrália para o Pacífico.,no Oceano Índico, algumas das águas frias e salgadas do Atlântico—atraídas pelo fluxo de água mais quente e fresca do Oceano Pacífico tropical—provoca uma troca vertical de água densa, afundando com água mais leve acima. É conhecido como capotagem. No Oceano Pacífico, o resto da água fria e salgada do Atlântico passa por uma força de haline, e torna-se mais quente e mais fresco mais rapidamente.,a subzona de água fria e salgada faz com que o nível do mar do Atlântico seja ligeiramente inferior ao Pacífico e a salinidade ou halinidade da água no Atlântico seja superior ao Pacífico. Isso gera um grande mas lento fluxo de água quente e fresca do Oceano superior do Pacífico tropical para o Oceano Índico através do arquipélago indonésio para substituir a água fria e salgada do fundo Antártico. Isto também é conhecido como’ haline forcing ‘ (ganho líquido de alta latitude de água doce e evaporação de baixa latitude)., Esta água mais quente e fresca do Pacífico flui através do Atlântico Sul para a Gronelândia, onde arrefece e passa por arrefecimento evaporativo e afunda para o fundo do oceano, proporcionando uma circulação termohalina contínua.
portanto, um nome recente e popular para a circulação termohalina, enfatizando a natureza vertical e caráter pole-to-pole deste tipo de circulação oceânica, é a circulação de derrubamento meridional.estimationEdit
Estimation Direct estimates of the strength of the thermohaline circulation have been made at 26.,5 ° N no Atlântico Norte desde 2004 pelo programa Rapid Reino Unido-EUA. Combinando estimativas diretas do transporte marítimo utilizando contadores de corrente e medições de cabos subsea com estimativas da corrente geostrófica a partir de medições de temperatura e salinidade, o programa RAPID fornece estimativas contínuas, de profundidade total, em toda a base da circulação termohalina ou, mais precisamente, da circulação de derrube meridional.,
As massas de água profunda que participam do com têm assinaturas químicas, de temperatura e de razão isotópica e podem ser rastreadas, o seu caudal calculado e a sua idade determinada.Estes incluem 231pa / 230Th rácios.