Hogyan és mikor fordul meg
az Észak-Atlanti áramlat (AMOC)?
(2025 július 15.)
Bevezetés
A trópusokról meleg víz áramlik a széljárás miatt a sarkvidék felé, pl. a Golf-áramlatban, É-n a neve az Atlanti Meridionális Áramlási rendszer (Atlantic Meridional Overturning Circulation/AMOC). A Föld felmelegedésekor a szelek erősödnek, több meleget szállítanak É-ra. Az É-i sarok jobban melegszik, mint a D-i, mert kevesebb jég van Északon. Egy globális szállítószalag része az AMOC: a trópusokról származó meleg víz Észak-Európa partjai mentén folyik Észak felé, és amikor magasabb szélességi fokokra ér, szétterül, és a hidegebb sarkvidéki vizekkel találkozik, hőt veszít, sűrűbbé, sóssá, nehézzé válik, és lesüllyed és D-re tart. A süllyedés sok és kis -néhány cm átmérőjű, -tengeralattjáróról megfigyelték- örvényben történik, pl. az Irminger-tengeren is Grönlandnál, és sok százezer négyzetkilométer területen É-n. A süllyedés területe a Föld átlaghőmérséklete szerint most (2025) É-ra, lehűléskor D-re tolódik. Ahol kevesebb jég fagy meg, ott kisebb a sótartalom. A periodicitás (a feltételezés szerint ≈1500 év) feltehető oka az óceánok sótartamának, esetleg a széljárások változása.
Grönlandnál visszafordul, és a mélyben hideg áramlatként D-felé áramlik
Az Atlanti-óceán áramlási rendszere hőt szállít a trópusi régiókból észak felé, és már közel állhat az összeomláshoz egyes kutatók szerint. Leállni valószínűleg nem fog, ha megfordul, hideget szállít majd az É-i sarkvidékről, és talán lesz egy Második Kis jégkorszak. Egy nagyobb vulkánkitörés is okozhat -ha nem is tartós- lehűlést. A világ vezető klímatudósai már évek óta figyelmeztetnek, hogy az Atlanti Meridionális Áramlási Rendszer (AMOCang) – amelynek része az Észak-Atlanti-áramlat, a jól ismert Golf-áramlat is – összeomolhat, és változásokat, hideget okozna Európában: talán már a '30-as években. A mikorra még közelítő választ sem tudunk adni, a megfordulás vagy a D-re süllyedés tolódásának idejét intenzíven kutatják.
Az utolsó, húszezer év hőmérséklete, 1200 és 8200 évvel ezelőtt, és tizen-ezer éve lecsökkent az áramlat intenzitása
(1-2 fokos periodicitás probl., a tenger kisimítja, https://www.wikiwand.com/en/articles/Kebaran_culture, Megj.: A Soreq barlang hőmérséklete stabil volt: https://en.wikipedia.org/wiki/Avshalom_Cave)
A Golf-áramlatot a szelek hajtják, az Észak-atlanti-áramlatot (AMOC) a süllyedő hideg sós víz
A teljes hőszállító áramlási rendszer
Az AMOC a Középkorban
Bár a Középkori meleg korszak 0,1 fokkal hidegebb volt mint az 1931-tõl 1960-ig tartó Normál időszak, de az 1150 és 1300 közötti Normál időszakban tetőzött a meleg fázis, és a korábbi évszázadokhoz képest kiemelkedően meleg volt. A Normál időszakokban ugyanannyi jég olvad el, amennyi megfagy, és a Poláris örvény*** is normál állapotú. A poláris széljárásokat is vizsgáljuk, mert a szelek mozgatják az áramlatokat, befolyásolják a hőmérsékletüket. Az 1300-as évek végére a AMOC is jelentősen melegebb lett. A tudósok felfedezik, hogy a a Kis jégkorszak előtt a tengervíz abnormálisan meleg északi irányú áramlása (AMOC) történt, mely 1380 körül érte el a csúcsot, amikor a Grönlandtól délre és az Északi-tengerre eső vizek a szokásosnál sokkal melegebbek voltak, és a túlmelegedés az AMOC összeomlását okozta. Az AMOC melegedése lassú folyamat, a lehűlés pedig gyors, a lehűlés néhány dekádos: az észak-atlanti vízfelszín hőmérsékletének 3000 éves rekonstrukciója alapján egy érdekes anomáliát vettek észre az 1300-as évek végén, gyorsan, mindössze kb. 20 év alatt váltott át az időjárás a Kis jégkorszak fagyos körülményeire. A tudósok azt is felfedezik, hogy a a Kis jégkorszakig a víz abnormálisan meleg északi irányú áramlása (AMOC) történt, mely 1380 körül érte el a csúcsot, amikor még a Grönlandtól délre és az Északi-tengerre eső vizek a szokásosnál sokkal melegebbek voltak. Az AMOC melegedése lassú folyamat, a lehűlése pedig gyors, néhány dekádos.
A kutatók összefüggést vélnek felfedezni az idöszakokban a hőmérséklet változások és az Észak-atlanti áramlat (AMOC) periodikus ingadozásai között. Az ismeretek szerint a víztömeg párolgása miatt az Atlanti-óceán sótartalma periodikusan megnő; a sóháztartás kiegyenlítése miatt a globális szállítószalagok cirkulációja kb. 1500 évente megváltozik, és néhány dekád alatt mini jégkorszakot okoz. A kutatók feltételezik, hogy az AMOC átbillenhet egy -vagy több- kisebb intenzitású állapotba.
Mára a maximumon - egy Normál, stabil korszakon, amikor annyi jég olvad el, amennyi megfagy- már túl vagyunk, de lehetséges, hogy több kisebb intenzitású, közel stabil állapot létezik, nem megjósolható, hogy hova billen. Közel stabilnak nevezünk egy állapotot, ha kisebb kilengésekkor még az adott stabil állapotba tér vissza az AMOC. Az egyik stabil állapot az 1931-től 1960-ig tartó közel állandó átlag-hőmérsékletű és jégmennyiségű Normál időszakban volt, most tranziens állapotban van.
A Kis jégkorszak leghidegebb évei az 1570-1630 és 1675-1715 között voltak, tágabb értelemben a 14. századtól a 19. századig, az 1850-ig tartó viszonylag hűvös időszakot nevezik Kis jégkorszaknak, hűvös, nedves nyarakkal. Régebben úgy gondolták, hogy a Lombok-szigeti Szamalasz tűzhányó 1257-es hatalmas erejű kitörésekor tartósan a légkörbe került anyagrészecskék éghajlat módosító hatása is, és a Napfolttevékenység hiánya is közre látszott a megelőző Középkori meleg időszak-nak, egyben Normal időszakoknak, amikor például (https://en.wikipedia.org/wiki/Description_of_the_Medieval_Warm_Period_and_Little_Ice_Age_in_IPCC_reports) a vikingek le tudtak telepedni Grönlandon, 987–tól az 1200-as években. Aztán mind a három telepüket elhagyták a Kis jégkorszakban.
Most (2025) egy melegedő periódus maximumán vagyunk túl, amikor az olvadékvizek hígítják, az erősebb szelek melegítik az óceánok felső rétegeit, és erősítik a párolgást. Amíg az áramlat intenzív, a keveredés az olvadékvízzel kicsi, most már az áramlat intenzitása csökken, a keverdés erősödik. Pedig az olvadékvíz hatása döntő, amikor az áramlat felhígul, É-ra tolódik, nem tudjuk meddig. A növekvő hőmérséklettel erősödő párolgás gyengíti az olvadékvíz hígító hatását. A hőmérséklettől, az erősödő szelektől, az olvadékvíz hígító hatásától, és a párolgás egyensúlyától függ az áramlat viselkedése. Az AMOC ma:
Most (2025) egy melegedő periódus maximumán vagyunk túl, amikor az olvadékvizek hígítják, az erősebb szelek melegítik az óceánok felső rétegeit, és erősítik a párolgást. Amíg az áramlat intenzív, a keveredés az olvadékvízzel kicsi, most már az áramlat intenzitása csökken, a keverdés erősödik. Pedig az olvadékvíz hatása döntő, amikor az áramlat felhígul, É-ra tolódik, nem tudjuk meddig. A növekvő hőmérséklettel erősödő párolgás gyengíti az olvadékvíz hígító hatását. A hőmérséklettől, az erősödő szelektől, az olvadékvíz hígító hatásától, és a párolgás egyensúlyától függ az áramlat viselkedése. Az AMOC ma:
Érdekesség, hogy van egy terület Izland és D-Grönland között, az Irminger-tenger, ahol nem melegszik, hanem hűl az óceán (https://hu.wikipedia.org/wiki/Irminger-tenger). A lehűlő Irminger-tenger kritikus terület a nehéz, sós mély víz kialakulásában. A 4 °C fokos és 3,5% -os vizet nevezzük nehéz hideg víznek, mert sűrűbb mint a felszínen megfagyó 0 fokos, sós víz. Télen az áramlás körülbelül 1000 méteres, néha 1600 méteres vegyes rétegvastagságot eredményez.
Tengermélységek Grönlandnál
A Dánia-szoros vízesés része az Észak-Atlanti áramlatnak, a tenger alatti vízesés, magassága és vízhozama szerint az ismert legnagyobb vízesés. A Dánia-szoros átjáróként működik, ahol az Északi-tengerekben (beleértve Grönlandot, az Izlandi-tengert és a Norvég-tengert is) képződött hideg, sűrű víz dél felé áramlik az Észak-Atlanti-óceánba, a sűrű víz az Észak-Atlanti áramlat képződésének kulcsfontosságú alkotóeleme. A tenger mélyén nem keverednek azonnal, elkülönülnek a különböző hőmérsékletű és sótartalmú víztömegek. A 4 fokos hideg sós víz sűrűbb, mint a felszíni víz. Az olvadékvíz, a melegebb víz felül rétegződik. A hideg sós víz tenger alatti folyó módjára áramlik, a gravitációnak engedelmeskedve.
A felszíni É-ra tartó meleg áramlatok és a hideg áramlat a Dánia-szorosban
A Föld legnagyobb vízesése a víz alatt Grönland és Izland között, a Dánia-szorosban van. Magassága 3505 méter, a Dánia-szoros kataraktájá-nak nevezik. (https://en.wikipedia.org/wiki/Denmark_Strait_overflow). A tengerfenékre esik a 4 °C fokos sűrű víz, a katarakta a Jeges-tenger -helyenként sokkal mélyebb- medencéjének a lefolyója. Vize keveredik az AMOC vízével. Ha nagyon keveredik, akkor baj van, felemelkedik a vízesés vize a Coriolis-effektus miatt, amit az Irminger-tenger lehűlése jelez. Azt az időszakot, amikor a rétegek keverednek, felszínre kerül közel az összes hideg víz, talán a Második Kis jégkorszaknak nevezzük majd.
A vízesés előtt a szoros 190 m mély, majd a lefelé haladó vízoszlop (3.2 Millió m3/sec) körülbelül 200 m széles és 200 m magas, és körülbelül 1000 km hosszan ereszkedik. Az Északi-tengerből dél felé áramló víz 4 fokos, és sűrűbb, 3.5%-os, mint a szorostól délre fekvő Irminger-tenger. A Grönland–Izland-kiemelkedés egy kiemelkedő gerinc, amely a túlfolyó csúcsát alkotja, a hideg, nehéz víz a tengerfenék mentén zúdul le körülbelül 3000 m (10 000 láb) -t esik. A Coriolis-effektus miatt a lefelé áramló víz jobbra térül el, aminek eredményeként a csatorna grönlandi oldalán a víz nagyjából 1 km-rel (0,62 mérfölddel) magasabban van, mint a csatorna szemközti oldalán, a felszín felé áramlik. A túlfolyó biztosítja az észak-atlanti mély-víz fő beáramlását, amely az Északi-tengerek és az Észak-Atlanti-óceán közötti sűrű víztúlfolyás hozamának körülbelül felét teszi ki, másik felét az AMOC. A túlfolyón átfolyó sűrű és hideg víztömeg a sarki tengerekből származik, és hűti az Irminger tengert. A túlfolyást erősen befolyásolja a szoros domborzata, a szelek és a szorostól északra és délre eső víztömegek közötti sűrűségkülönbség.
Megjegyzés: amikor kifagy a jég, és a tenger felszíni hőmérséklete -2 °C fok körüli, az Észak-Atlanti áramlat állapotától függetlenül, ott is ahol nincs áramlat. Az Atlanti-óceán sótartalma É-n közel stabil, k.b. 3.5 súly %.
A tengervíz sűrűsége a felszínen 1,02 és 1,03 g/cm³ között változik, de a legsűrűbb a 4 fokos víz. Nagy nyomás alatt, az óceánok mélyén eléri az 1,05 g/cm³ sűrűséget is, és 4 fokos. Fagyáspontja a sótartalomtól függ, a sótartalom csökkenti a fagyáspontot. Átlagos sótartalom esetén is -2 Celsius-fok körül megfagy a tengervíz. Az éves megfagyó É-i sarki jég mennyisége 2024 szeptemberében 4.18 km3 értékű volt a sarkon.
A Dánia-szoros vízesése a Jeges tengerből szállítja a 4 fokos vizet, hozama a befolyásnál kb. 3 millió, attól 150 km-re 5 millió m3 /sec . Következik, hogy a Dánia-szoros fenékvize, vízesése máshogy működött, amikor az AMOC (ma ≈17-18 millió m3 /sec) intenzitása a Kis Jégkorszakban kicsi lett, és talán a felszínre áramlott majdnem az összes mélytengeri 4 fokos áramlatvíz. Egy mérés szerint 1950 óta, a Normál állapot idejétől dekádonként 0.46 millió m3 /sec -al kisebb az AMOC intenzitása. (Az intenzitás javasolt dimenziója: hozam szorozva a sebességgel, ami impulzus értelmű, mert az áramlat keresztmetszete változó.)
Lehetséges, hogy az AMOC átfordulása majd D-re tolódik, az óceán felszínén a lehűlnek az É-ra tartó meleg áramlatok a Beaufort-tenger D-re áramló vizétől (új lehetőség): A Beaufort-tenger (a Jeges-tenger Alaszkától és Grönland északra található része) édesvíz felhalmozódása 40%-kal nőtt az elmúlt két évtizedben, továbbá az elmúlt évtizedben gyakoriak voltak a tartósan magas nyomású időszakok Grönland felett nyáron, ami rekordmértékű jégolvadást okozott. Az olvadékvíz É-ról is hígítja a tengervizet, amikor már júliusban is -csak augusztusban és szeptemberben szokott- visszahúzódik a jég a partoktól, és növeli is az É-ról áramló hideg víz hozamát, ma még elhanyagolják.
A két- és sokéves (piros) sarki jég olvadása (https://nsidc.org/sea-ice-today/analyses/new-abnormal)
A nagy sós és olvadékvíz rétegek keveredését, a süllyedő hideg-sós víz területének nagyságát is figyelembe vevő réteg-modellek alapján talán többet lehet mondani az AMOC gyengülés lehetséges jövőbeli paramétereiről, időintervallumáról, dekádjairól. A rétegek keveredése és a hideg víz D-re áramlása okozhatja Kis jégkorszakokat, melyek Európában átlagban 3-5 fokos lehűlést okozhatnak egyes kutatók szerint.
Tanulmányok az AMOC 15%-os gyengülését mutatják az 1931-tõl 1960-ig tartó Normál időszak óta. Ez a gyengülés a tengerfelszín hőmérsékletének megfigyelésein és más méréseken alapul: az óceán felmelegedése csökkenti a felszíni vizek sűrűségét, így kisebb valószínűséggel süllyednek el. Megnövekedett csapadékmennyiség és a jégolvadás az édesvizet adnak az óceánhoz, tovább csökkentve annak sótartalmát és sűrűségét, megakadályozva a süllyedési folyamatot, és tengerszint-emelkedést okoz az USA keleti partján.
Ha sarki víz lehűl, és csak az AMOC részben süllyed le, akkor a Beaufort-tengerből,akkor az É-ról jövő sok olvadékvízzel egy D-i irányú új és erős felszíni áramlat alakul ki Grönlandtól K-re: a Grönland-tengeren, a Dánia-szorosban és az Irminger-tengeren. A terület éghajlata ma:
Az éghajlat sarkvidéki, és jelentősen változik a Grönland-tengeri területán is. A levegő hőmérséklete télen -49 °C (-56 °F) és nyáron Grönland közelében 25 °C (77 °F) között ingadozik. Az átlaghőmérséklet délen -10 °C (14 °F), északon pedig -26 °C (-15 °F) februárban, ami a leghidegebb hónap. A legmelegebb hónap, augusztus megfelelő értékei 5 °C (41 °F) délen és 0 °C (32 °F) északon. A nyár nagyon rövid. Az éves csapadékmennyiség északon 250 mm, délen pedig 500 mm.
Az északi szelek egész évben fújnak, lehűtik a felszíni vizet és jeget hoznak délre. Az átlagos felszíni vízhőmérséklet északon körülbelül −1 °C (30 °F) vagy alacsonyabb, délen pedig 1–2 °C (34–36 °F); a megfelelő nyári hőmérsékletek rendre 0 és 6 °C (32 és 43 °F) körül mozognak. Az alsó vízhőmérséklet −1 °C (30 °F) alatt van. A felszíni víz sótartalma a keleti részen 3,30–3,45%, a nyugati részen pedig 3,20% alatt van, a fenék felé haladva pedig 3,49%-ra nő. A víz zöld színű. Az árapály félnapos, átlagos magassága 4,4 m (14,4 láb). A vízáramlásokkal együtt feltörik az úszó jégtakarókat, és oldalirányban és a mélység mentén is összekeverik a különböző vízrétegeket.
Az Észak-atlanti áramlat fokozatosan hidegebb vizei a Jeges-tengerbe süllyednek, majd dél felé hideg Kelet-Grönland-áramlatként tér vissza, amely az Atlanti-óceán szállítószalagjának fontos része, és a tenger nyugati részén folyik. A keleti rész mentén folyik a meleg Spitzbergák-áramlat, amely a Golf-áramlat része. A hideg, édesvízi jégolvadék és a meleg, sós Spitzbergák-áramlat keveréke (cabbing) hozzájárul a termohalin cirkulációhoz. Az áramlatok kombinációja az óramutató járásával ellentétes irányú vízáramlást hoz létre a tenger középső részén. A gyakori ködök, szelek és áramlatok miatt, amelyek folyamatosan jeget és jéghegyeket szállítanak a Grönlandi-tengeren keresztül dél felé, a Grönlandi-tenger nem igazán hajózható. A jégszezon októberben kezdődik és augusztusban ér véget. Augusztusban és szeptemberben olvad. Háromféle úszó jégtípust különböztetnek meg: az arktiszi jégtömböt (több méter vastag), a tengeri jeget (körülbelül egy méter vastag) és az édesvízi jéghegyeket. Télen Izland északi részén, Grönland és Jan Mayen között a nagy területet, amelyet nyugati jégnek neveznek, összefüggő jég borít.
*
Jégkorszakok hőmérsékletei
Az antarktiszi jégmagok vizsgálata alapján a hőmérséklet története, a periodicitás oka csillagászati
A periodicitást bizonyítják más paraméterek is, az ábra szerinti periodicitásnak csillagászati okai vannak
(Az δ18O periodicitása figyemre méltó)
Az utolsó, bő tízezer év hőmérséklete, 1200 és 8200 évvel ezelőtt lecsökkent az áramlat intenzitása
(https://www.wikiwand.com/en/articles/Kebaran_culture, Megj.: A Soreq barlang hőmérséklete stabil: https://en.wikipedia.org/wiki/Avshalom_Cave)
**
Dánia-szoros áramlatai és szelei
A Dánia-szorosban a sűrű, hideg víz Dél felé áramlik az Északi-tengerből az Észak-Atlanti-óceánba. A Dánia-szorosban az Északi-sarkvidék és az Északi-tenger hideg, sűrű vize találkozik a melegebb, sósabb atlanti vízzel, egy erőteljes déli irányú áramlást hozva létre, amely az AMOG fő összetevője. A kutatás módja az internetes keresés volt, célja az ismeretterjesztés. Áramlartai:
Kelet-grönlandi áramlat: hideg vizet szállít Grönland partjainál.
Észak-izlandi áramlat: Izland északi partjainál nyugat felé áramló áramlat,
Észak-izlandi áramlat: Izland északi partjainál nyugat felé áramló áramlat,
Dán-szoros túlfolyója: a Kelet-grönlandi áramlat és az Észak-izlandi áramlat közös áramlata, sűrű, hideg vizet szállít Dél felé a szoroson.
A D-i atlanti víz: melegebb, sósabb víz, amely észak felé áramlik az Irminger-tengerbe, és keveredik a túlfolyó vízzel.
Szelek:
Északi/északkeleti szelek: a Kelet-Grönlandi Áramlat hajtásával befolyásolják a szoros áramlatait. A szélek befolyásolhatják a szoros vizének a sótartalmát, az AMOC átfordulási cirkulációját.
A poláris jet stream is befolyásolhatja az óceáni áramlatokat a Dán-szorosban, helyzetének és erejének változásai a viharpályák eltolódásához, hőmérséklet-ingadozásokhoz és a víztömeg-transzport megváltozásához vezet.
A poláris jet stream határként működik a hideg, poláris légtömegek és a melegebb, közepes szélességi körökön lévő levegő között.
A jet stream útvonalának eltolódásai hidegebb vagy melegebb levegőt hozhatnak a Dánia-szoros régiójába, befolyásolva a hőmérsékletet, és befolyásolja a tengeri jégképződést és -olvadást.
Az Észak-atlanti Oszcilláció (NAO), egy nagyméretű légköri képződmény, amely kapcsolódik a jet streamhez, befolyásolja a sűrű hidegvíz déli irányú áramlásának erősségét a Dán-szorosban.
Az Észak-Izlandi áramlat, amely sűrű vizet szállít a Dán-szorosba, hatással van a nagyobb léptékű szélmintákra, és erőssége, valamint a túlfolyáshoz való hozzájárulása változhat.
Fokozott hideg levegőkitörések: a jet stream dél felé történő eltolódása gyakoribb és intenzívebb hideg levegőkitöréseket hozhat az Északi-sarkvidékről, ami az óceán hőveszteségének növekedéséhez és a hideg-sós vízképződés fokozódásához vezethet.
Változások a víztömeg-szállításban: A jet stream szélmintákra és viharokra gyakorolt hatása befolyásolhatja a víztömegek áramlását a Dán-szorosban, megváltoztatja az útvonalakat és a különböző vízrétegek keveredését.
A túlfolyás erősségének változékonysága: a jet stream ingadozása a Dán-szoros túlfolyásának erősségének változásához vezet, amely az AMOC egyik fő összetevője. A gyengébb túlfolyás kevesebb hideget szállít D-re, könnyebben felemeli a Coriolis.
Változások a víztömeg-szállításban: A jet stream szélmintákra és viharokra gyakorolt hatása befolyásolhatja a víztömegek áramlását a Dán-szorosban, megváltoztatja az útvonalakat és a különböző vízrétegek keveredését.
A túlfolyás erősségének változékonysága: a jet stream ingadozása a Dán-szoros túlfolyásának erősségének változásához vezet, amely az AMOC egyik fő összetevője. A gyengébb túlfolyás kevesebb hideget szállít D-re, könnyebben felemeli a Coriolis.
Coriolis-effektus: A dél felé áramló hideg vizet jobbra tereli, 1000 métert emel a hideg réteg vizén, és magasabb vízszintet okoz a csatorna grönlandi oldalán.
Az Irminger-tenger egy altenger az Észak-Atlanti-óceánban, amely a sűrű és hideg vízéről ismert, amely hozzájárul az Atlanti-óceán meridionális átfordulási cirkulációjához (AMOC). Jellemzői az erős szelek, az óceáni áramlatok, mint például az Irminger-áramlat. Az
Irminger-áramlat: meleg, sós áramlat észak felé áramlik a Közép-Atlanti-hátság mentén Izland felé, jelentősen hozzájárulva az észak felé irányuló térfogattranszporthoz az Irminger-tenger keleti részén. Kelet-grönlandi áramlat: dél felé áramló áramlat Grönland keleti partvidéke mentén, amely keveredik az Irminger-árammal.
Az Irminger-tengeren erős szelek fújnak, különösen télen, amelyek áramlásokhoz vezetnek a felszíni vizek lehűlésével és keverésével. A régióra jellemző a jelentős hőcsere a légkör és az óceán között, a téli erős hőveszteség hozzájárul a nehéz mély víz kialakulásához.
A D-Grönlandi jet, egy erős légköri áramlat, befolyásolja az Irminger-tengert a mély konvekciót, fokozza a hőveszteséget és a szélfeszültség-görbületet, ami sűrűbb vízképződéshez vezet, és hatással van az Észak-Atlanti-óceán cirkulációjára. A grönlandi csúcsi jet, amelyet erős szél és hőáram jellemez, az Irminger-tenger mély konvekciójának egyik fő mozgatója. A jet hatása kiterjed a víztömeg-átalakulásra, ahol a meleg, könnyebb felszíni vizek lehűlnek, és sűrűbb, mélyebb vizekké alakulnak, amelyek végül dél felé áramlanak.
A jet erős szelei és a kapcsolódó hőveszteség örvénylő szélfeszültség-görbületet hoznak létre, ami fontos tényező a feláramlásban és az Irminger-körforgás kialakulásában. Az Irminger-örvény, amelyet a sugár befolyásol, létfontosságú szerepet játszik az észak-atlanti áramlásban, valamint a hő és a só szállításában. Az Irminger-tengerben az erős hideg téli légkör mozgás kényszer a felszíni vizek lehűlését és sűrűsödését okozhatja, ami mély konvekcióhoz vezet, a sűrű vizek lesüllyednek és keverednek a mélyebb rétegekkel.
Nyáron a vízoszlop átrétegződik, a könnyű vizek visszatérnek a felszínre. Az átrétegződési folyamatot befolyásolhatja a légkör felmelegedése, a csapadék, a jégolvadás és a meleg, sós vizek deáramlása az Irminger-tenger keleti részéről. Az Irminger-tenger sűrűségének változásai befolyásolják az AMOC erősségét, a szubpoláris AMOC gyengülése potenciálisan összefüggésben állhat az Irminger-tenger sűrűség trendjeinek változásaival.
***
Poláris örvény (Polar jet streamang): egy nagy sebességű légáramlat a felső légkörben, amely jellemzően az 50° és 60° szélességi fok között található mindkét féltekén. A hideg, poláris levegő és a melegebb, közepes szélességi fokon lévő levegő közötti határt képezi. A Poláris örvény meghatározza az É-sarki az időjárási rendszerek mozgását és a hőmérséklet-eloszlását. A troposzférában található, a légkör legalacsonyabb rétegében, ahol a hideg, poláris légtömegek és a melegebb, közepes szélességi fokon lévő légtömegek találkoznak, erős hőmérsékleti gradienst és nagy sebességű szeleket hozva létre. A szélsebesség elérheti a több mint 320 kilométer/órás sebességet, és 9 000 és 12 000 méter közötti magasságban található. Elválasztja a hideg poláris levegőt a melegebb, közepes szélességi körökön lévő levegőtől, befolyásolva a hőmérsékleti mintázatokat. A poláris jet stream körülveszi a poláris örvényt (https://en.wikipedia.org/wiki/Polar_vortex), az Arktisz nagy, alacsony nyomású és hideg levegőjű területét.
A poláris örvény (Polar vortexang) két nagy, hideg, forgó levegőből álló régió É-n és D-n; a poláris örvények a Föld mindkét sarki területét körülveszik. Vannak sztratoszférikus poláris örvények és troposzférikus poláris örvények. A sztratoszférikus és a troposzférikus poláris örvények mind a Föld forgásának irányában forognak, de különböző jelenségek, amelyek mérete, szerkezete, évszakos ciklusai és az időjárásra gyakorolt hatása eltérő.
A sztratoszférikus poláris örvény egy nagy sebességű, ciklonálisan forgó szelek területe, körülbelül 15 km és 50 km közötti magasságban, 50°-os szögben a sarkvidékek felé, és télen a legerősebb. Ősszel alakul ki, amikor az arktiszi vagy antarktiszi hőmérséklet gyorsan lehűl, ahogy elkezdődik a sarki éjszaka. A sarkvidék és a trópusok közötti megnövekedett hőmérséklet-különbség erős szeleket okoz, a Coriolis-effektus pedig az örvény felfelé pörgését okozza. A sztratoszférikus poláris örvény tavasszal, a sarki éjszaka végével megszakad. A hirtelen sztratoszférikus felmelegedés akkor következik be, amikor a sztratoszférikus örvény télen megtörik, és jelentős hatással van a felszíni időjárásra.
A troposzférikus poláris örvényt gyakran a troposzférikus örvény sarkvidéki területeként határozzák meg. Az egyenlítő felé eső szél körülbelül 40° és 50° között van, és a felszíntől körülbelül 10 km-től 15 km-ig terjed. Éves ciklusa eltér a sztratoszférikus örvénytől, mert a troposzférikus örvény egész évben létezik, de télen a legerősebb, amikor a sarki régiók a leghidegebbek.
A troposzférikus poláris örvényt gyakran emlegetik a nagyon hideg hőmérséklet magyarázataként, a klímaváltozással hozták összefüggésbe a hatásait.
****A globális tengeri jég kiterjedése 480 000 négyzetmérfölddel volt az 1991–2020-as átlag alatt, ami a történelmi rekord alsó harmadába tartozik. Az északi-sarki tengeri jég kiterjedése az átlag alatt volt (160 000 négyzetmérfölddel), a Barents-, az Ohotszki-, a Bering- és a Labrador-tengeren a szokásosnál kisebb volt a jég kiterjedése. Az antarktiszi kiterjedés szintén az átlag alatt volt (320 000 négyzetmérfölddel), bár egyes területeken (például a Weddell- és az Amundsen-tengerben) a kiterjedés az átlagosnál nagyobb volt.
