Prąd oceaniczny
Rozkład prądów oceanicznych
Mapy ogólnej cyrkulacji na powierzchni morza zostały pierwotnie skonstruowane na podstawie ogromnej ilości danych uzyskanych z kontroli pozostałego dryfu statków po uwzględnieniu kierunku kursu i prędkości w procesie zwanym dead reckoning. Informacje te są obecnie zbierane przez satelitarnie śledzone dryfkotwy powierzchniowe na morzu. Wzorzec jest prawie w całości cyrkulacją napędzaną wiatrem.
© Merriam-Webster Inc.
Na powierzchni, aspekty cyrkulacji napędzanej wiatrem powodują, że żyry (duże antycyklonalne komórki prądów, które spiralnie obracają się wokół centralnego punktu) przesuwają swoje centra na zachód, tworząc silne zachodnie prądy graniczne względem wschodnich wybrzeży kontynentów, takie jak Prąd Zatokowy – Prąd Północnoatlantycki – Prąd Norweski na Oceanie Atlantyckim i Prąd Kuroshio – Prąd Północnopacyficzny na Oceanie Spokojnym. Na półkuli południowej przeciwna do ruchu wskazówek zegara cyrkulacja żył tworzy silne wschodnie prądy graniczne skierowane ku zachodnim wybrzeżom kontynentów, takie jak Prąd Peruwiański (Humboldta) u wybrzeży Ameryki Południowej, Prąd Bengueli u wybrzeży zachodniej Afryki oraz Prąd Zachodnioaustralijski. Na prądy półkuli południowej ma również wpływ potężny, płynący na wschód, okołobiegunowy Prąd Antarktyczny. Jest to bardzo głęboki, zimny i stosunkowo powolny prąd, ale przenosi ogromne masy wody, około dwa razy większe niż Prąd Zatokowy. Prądy Peru i Benguela czerpią wodę z tego prądu antarktycznego i dlatego są zimne. Półkula północna nie ma ciągłych otwartych wód graniczących z Arktyką, więc nie ma odpowiadającego im potężnego prądu okołobiegunowego, ale istnieją małe zimne prądy płynące na południe przez Cieśninę Beringa, które tworzą prądy Oya i Anadyr we wschodniej Rosji oraz Prąd Kalifornijski w zachodniej części Ameryki Północnej; inne płyną na południe wokół Grenlandii, tworząc zimne prądy Labrador i Prąd Wschodniogrenlandzki. Prądy Kuroshio-Północny Pacyfik i Prąd Zatokowy-Północny Atlantyk-Norwegia przenoszą cieplejszą wodę do Oceanu Arktycznego przez prądy Beringa, Przylądkowy i Zachodni Spitsbergen.
W tropikach wielkie prawoskrętne i lewoskrętne wiry płyną na zachód jako północne i południowe prądy równikowe Pacyfiku, północne i południowe prądy równikowe Atlantyku oraz indyjski południowy prąd równikowy. Ze względu na zmienny klimat monsunowy północnej części Oceanu Indyjskiego, prądy w północnej części Oceanu Indyjskiego i w Morzu Arabskim są zmienne. Pomiędzy tymi masywnymi prądami występują wąskie przeciwprądy płynące w kierunku wschodnim.
Inne mniejsze systemy prądów występujące w niektórych zamkniętych morzach lub obszarach oceanicznych są w mniejszym stopniu uzależnione od cyrkulacji napędzanej wiatrem, a bardziej od kierunku napływu wody. Takie prądy występują w Morzu Tasmańskim, gdzie płynący z południa Prąd Wschodnioaustralijski wywołuje cyrkulację przeciwną do ruchu wskazówek zegara, w północno-zachodnim Pacyfiku, gdzie płynący ze wschodu Prąd Kuroshio-Północnego Pacyfiku wywołuje cyrkulację przeciwną do ruchu wskazówek zegara w Prądzie Alaskim i Prądzie Aleuckim (lub Prądzie Subarktycznym), w Zatoce Bengalskiej i na Morzu Arabskim.
Krążenie w głębokim oceanie składa się głównie z cyrkulacji termohalinowej. Prądy są wnioskowane na podstawie rozkładu właściwości wody morskiej, które śledzą rozprzestrzenianie się określonych mas wody. Rozkład gęstości jest również wykorzystywany do szacowania prądów głębinowych. Bezpośrednie obserwacje prądów podpowierzchniowych prowadzone są poprzez rozmieszczanie mierników prądu z zakotwiczonych na dnie mooringów oraz poprzez ustawianie neutralnych instrumentów wypornościowych, których dryf na głębokości śledzony jest akustycznie.
.