การไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์ ( THC ) เป็นส่วนหนึ่งของ การไหลเวียนของมหาสมุทรขนาดใหญ่ที่ขับเคลื่อนโดยความแตกต่างของความหนาแน่น ทั่วโลก ที่เกิดจากความร้อนและการไหลของ น้ำจืดจากพื้นผิว [ ^{1 ] [ 2 ]}ชื่อเทอร์โมฮา ไลน์ มาจาก^คำว่าเทอร์โม - ซึ่งหมายถึงอุณหภูมิ และฮาไลน์ซึ่งหมายถึงปริมาณเกลือซึ่งเป็นปัจจัยที่ร่วมกันกำหนดความหนาแน่นของน้ำทะเล

กระแสน้ำผิวดินที่ขับเคลื่อนด้วยลม (เช่นกระแสน้ำกัลฟ์สตรีม ) เคลื่อนตัวไปทางขั้วโลกจากมหาสมุทรแอตแลนติกบริเวณเส้นศูนย์สูตร เย็นตัวลงและจมลงระหว่างทางไปยังละติจูด ที่สูงขึ้น ในที่สุดก็กลายเป็นส่วนหนึ่งของน้ำลึกแอตแลนติกเหนือก่อนที่จะไหลเข้าสู่แอ่งมหาสมุทร^{[ 3 ]}ในขณะที่น้ำเทอร์โมฮาไลน์ส่วนใหญ่ผุดขึ้นในมหาสมุทรใต้น้ำที่เก่าแก่ที่สุด (ที่มีระยะเวลาการเดินทางประมาณ 1,000 ปี) ผุดขึ้นในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือ^{[ 4 ]}การผสมผสานอย่างกว้างขวางเกิดขึ้นระหว่างแอ่งมหาสมุทร ลดความแตกต่างของความหนาแน่น ก่อให้เกิดมหาสมุทรของโลกเป็นระบบโลก [ ^{3 ] น้ำ}ในวงจรเหล่านี้ขนส่งพลังงาน - ในรูปของความร้อน - และมวล - ในรูปของของแข็งและก๊าซที่ละลาย - ไปทั่วโลก ดังนั้น สถานะของการไหลเวียนจึงส่งผลกระทบอย่างมากต่อสภาพภูมิอากาศของโลก

การไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์มักถูกเรียกว่าสายพานลำเลียงมหาสมุทรสายพานลำเลียงมหาสมุทรขนาดใหญ่หรือ " สายพานลำเลียงโลก " ซึ่งเป็นคำที่นักวิทยาศาสตร์ด้านภูมิอากาศวอลเลซ สมิธ โบรคเกอร์บัญญัติ ขึ้น ^{[ 5 ] [ 6 ]}นอกจากนี้ยังรู้จักกันในชื่อ การไหลเวียนแบบพลิกกลับตามแนวเส้นเมริเดีย นหรือMOCซึ่งเป็นชื่อที่ใช้เพื่อบ่งบอกว่ารูปแบบการไหลเวียนที่เกิดจากความแตกต่างของอุณหภูมิและความเค็มไม่จำเป็นต้องเป็นส่วนหนึ่งของ การไหลเวียนทั่วโลก เพียงอย่างเดียวทั้งนี้ส่วนหนึ่งเป็นเพราะความยากลำบากในการแยกส่วนของการไหลเวียนที่ขับเคลื่อนโดยอุณหภูมิและความเค็มออกจากส่วนที่ได้รับผลกระทบจากปัจจัยต่างๆ เช่น ลมและแรงน้ำขึ้นน้ำลง^{[ 7 ]}

การหมุนเวียนทั่วโลกนี้ประกอบด้วย "แขน" หลักสองแขน ได้แก่การหมุนเวียนแบบพลิกกลับตามแนวเส้นเมริเดียนของมหาสมุทรแอตแลนติก ( AMOC ) ซึ่งมีศูนย์กลางอยู่ที่มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ และการหมุนเวียนแบบพลิกกลับของมหาสมุทรใต้หรือการหมุนเวียนตามแนวเส้นเมริเดียนของมหาสมุทรใต้ ( SMOC ) ซึ่งตั้งอยู่ใกล้กับทวีปแอนตาร์กติกาเนื่องจากประชากรโลก 90% อาศัยอยู่ในซีกโลกเหนือ [ ^{8 ]}จึงมีการวิจัยเกี่ยวกับ AMOC อย่างกว้างขวางมากขึ้น อย่างไรก็ตาม SMOC ก็มีความสำคัญต่อสภาพภูมิอากาศโลกเช่นกัน หลักฐานชี้ให้เห็นว่าการหมุนเวียนทั้งสองกำลังชะลอตัวลงเนื่องจาก^การเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศซึ่งสอดคล้องกับอัตราการเจือจางที่เพิ่มขึ้นจากการละลาย ของ แผ่นน้ำแข็งซึ่งส่งผลกระทบอย่างมากต่อความเค็มของน้ำก้นทะเลแอนตาร์กติกา [ ^{9 ] [ 10 ] นอกจาก}นี้ ศักยภาพในการล่มสลายอย่างสิ้นเชิงของการหมุนเวียนใดๆ ไปสู่สถานะที่อ่อนแอกว่ามาก แสดงให้เห็นถึงจุดเปลี่ยนในระบบภูมิอากาศ หากซีกโลกใดซีกโลกหนึ่งประสบกับการล่มสลายของระบบหมุนเวียน ความน่าจะเป็นของช่วงเวลาแห้งแล้งและภัยแล้งที่ยาวนานจะเพิ่มขึ้นเนื่องจากปริมาณน้ำฝนลดลง ในขณะที่อีกซีกโลกหนึ่งจะมีปริมาณน้ำฝนมากขึ้นระบบนิเวศทางทะเลก็มีแนวโน้มที่จะได้รับสารอาหาร น้อยลง และประสบกับภาวะขาดออกซิเจนในมหาสมุทร มากขึ้น ในซีกโลกเหนือ การล่มสลายของ AMOC จะนำไปสู่อุณหภูมิที่ลดลงอย่างมากในหลายประเทศในยุโรป ในขณะที่คาดการณ์ว่าชายฝั่งตะวันออกของอเมริกาเหนือจะเห็นระดับน้ำทะเลสูงขึ้น อย่างรวดเร็ว การล่มสลายของระบบหมุนเวียนเหล่านี้โดยทั่วไปยอมรับกันว่าจะเกิดขึ้นในอีกกว่าหนึ่งศตวรรษข้างหน้า และอาจเกิดขึ้นได้เฉพาะในกรณีที่อุณหภูมิของทะเลเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วและสูงเท่านั้น อย่างไรก็ตาม การคาดการณ์เหล่านี้มีความไม่แน่นอนอย่างมาก^{[ 10 ] [ 11 ]}

เป็นที่ทราบกันมานานแล้วว่าลมเป็นตัวขับเคลื่อนกระแสน้ำในมหาสมุทร แต่เฉพาะที่ผิวน้ำเท่านั้น^{[ 12 ]}ในศตวรรษที่ 19 นักสมุทรศาสตร์ บางคน เสนอว่าการพาความร้อนสามารถขับเคลื่อนกระแสน้ำที่ลึกกว่าได้ ในปี 1908 โยฮัน แซนด์สตรอมได้ทำการทดลองหลายชุดที่สถานีวิจัยทางทะเลบอร์โนซึ่งพิสูจน์ได้ว่ากระแสน้ำที่ขับเคลื่อนโดย การถ่ายเท พลังงานความร้อนสามารถเกิดขึ้นได้ แต่ต้อง "การให้ความร้อนเกิดขึ้นที่ระดับความลึกมากกว่าการระบายความร้อน" ^{[ 1 ] [ 13 ]}โดยปกติแล้ว สิ่งที่ตรงกันข้ามจะเกิดขึ้น เนื่องจากน้ำทะเลได้รับความร้อนจากดวงอาทิตย์จากด้านบนและมีความหนาแน่นน้อยลง ดังนั้นชั้นผิวน้ำจึงลอยอยู่บนผิวน้ำเหนือชั้นที่เย็นกว่าและมีความหนาแน่นมากกว่า ส่งผลให้เกิดการแบ่งชั้นของมหาสมุทรอย่างไรก็ตาม ลมและกระแสน้ำขึ้นลงทำให้เกิดการผสมระหว่างชั้นน้ำเหล่านี้ โดยการผสมแบบไดอะพิคนัลที่เกิดจากกระแสน้ำขึ้นลงเป็นตัวอย่างหนึ่ง^{[ 14 ]}การผสมนี้เองที่ทำให้เกิดการพาความร้อนระหว่างชั้นน้ำในมหาสมุทร และทำให้เกิดกระแสน้ำลึก^{[ 1 ]}

ในช่วงทศวรรษ 1920 กรอบแนวคิดของ Sandström ได้รับการขยายโดยคำนึงถึงบทบาทของความเค็มในการก่อตัวของชั้นมหาสมุทร^{[ 1 ]}ความเค็มมีความสำคัญเพราะเช่นเดียวกับอุณหภูมิ มันส่งผลต่อความหนาแน่น ของน้ำ น้ำจะมีความหนาแน่นน้อยลงเมื่ออุณหภูมิเพิ่มขึ้นและระยะห่างระหว่างโมเลกุลขยายออก แต่จะมีความหนาแน่นมากขึ้นเมื่อความเค็มเพิ่มขึ้น เนื่องจากมีมวลของเกลือที่ละลายอยู่ในน้ำมากขึ้น^{[ 15 ]}นอกจากนี้ ในขณะที่น้ำจืดมีความหนาแน่นสูงสุดที่ 4  °C น้ำทะเลจะมีความหนาแน่นเพิ่มขึ้นเมื่อเย็นลง จนกระทั่งถึงจุดเยือกแข็ง จุดเยือกแข็งนั้นต่ำกว่าน้ำจืดเนื่องจากความเค็ม และอาจต่ำกว่า −2  °C ขึ้นอยู่กับความเค็มและความดัน^{[ 16 ]}

ความแตกต่างของความหนาแน่นที่เกิดจากอุณหภูมิและความเค็มทำให้เกิดการแบ่งแยกน้ำในมหาสมุทรออกเป็นมวลน้ำ ที่แตกต่างกัน เช่นน้ำลึกแอตแลนติกเหนือ (NADW) และน้ำก้นมหาสมุทรแอนตาร์กติก (AABW) น้ำทั้งสองนี้เป็นตัวขับเคลื่อนหลักของการไหลเวียน ซึ่งก่อตั้งขึ้นในปี 1960 โดยเฮนรี สตอมเมลและอาร์โนลด์ บี. อารอนส์^{[ 17 ]}พวกมันมีลักษณะทางเคมี อุณหภูมิ และอัตราส่วนไอโซโทป (เช่น อัตราส่วน ²³¹ Pa / ²³⁰ Th ) ซึ่งสามารถติดตาม คำนวณอัตราการไหล และกำหนดอายุได้ NADW เกิดขึ้นเนื่องจากมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือเป็นสถานที่หายากในมหาสมุทรที่ปริมาณน้ำฝนซึ่งเพิ่มน้ำจืดให้กับมหาสมุทรและลดความเค็มลง ถูกชดเชยด้วยการระเหย ส่วนหนึ่งเนื่องมาจากลมแรง เมื่อน้ำระเหย มันจะทิ้งเกลือไว้เบื้องหลัง ดังนั้นน้ำผิวดินของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือจึงเค็มเป็นพิเศษ มหาสมุทรแอตแลนติกเหนือยังเป็นภูมิภาคที่เย็นอยู่แล้ว และการระเหยทำให้อุณหภูมิของน้ำลดลงไปอีก ดังนั้น น้ำนี้จึงจมลงไปในทะเลนอร์เวย์เติมเต็มแอ่งมหาสมุทรอาร์กติก และไหลลงใต้ผ่านสันเขากรีนแลนด์-สกอตแลนด์ ซึ่งเป็นรอยแตกในสันใต้น้ำที่เชื่อมต่อกรีนแลนด์ไอซ์แลนด์และบริเตนใหญ่ น้ำนี้ไม่สามารถไหลไปยังมหาสมุทรแปซิฟิกได้เนื่องจากช่องแคบบีริง ตื้นแคบ แต่ก็ไหลลงสู่ที่ราบก้นทะเล ลึก ของมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ อย่างช้าๆ ^{[ 18 ]}

ในมหาสมุทรใต้ลมคาตาบาติกที่รุนแรงซึ่งพัดมาจากทวีปแอนตาร์กติกาไปยังชั้นน้ำแข็งจะพัดพาน้ำแข็งทะเล ที่เพิ่งก่อตัว ออกไป ทำให้เกิดช่องว่างน้ำแข็ง (โพลินยา) ในบริเวณต่างๆ เช่น ทะเล เวดเดลล์และทะเลรอสส์นอกชายฝั่งอะเดลีและบริเวณแหลมดาร์นลีย์ มหาสมุทรที่ไม่มีน้ำแข็งทะเลปกป้องอีกต่อไปจะประสบกับความเย็นจัดอย่างรุนแรง (ดูโพลินยา ) ในขณะเดียวกัน น้ำแข็งทะเลก็เริ่มก่อตัวขึ้นใหม่ ดังนั้นน้ำผิวดินจึงเค็มขึ้นและมีความหนาแน่นสูงขึ้น อันที่จริง การก่อตัวของน้ำแข็งทะเลมีส่วนทำให้ความเค็มของน้ำทะเลผิวดินเพิ่มขึ้นน้ำเค็ม ที่เข้มข้นกว่า จะถูกทิ้งไว้เบื้องหลังเมื่อน้ำแข็งทะเลก่อตัวขึ้นรอบๆ (น้ำบริสุทธิ์จะถูกแช่แข็งก่อน) ความเค็มที่เพิ่มขึ้นจะลดจุดเยือกแข็งของน้ำทะเล ดังนั้นน้ำเค็มเหลวเย็นจึงก่อตัวขึ้นในช่องว่างภายในโครงสร้างน้ำแข็งแบบรังผึ้ง น้ำเค็มจะค่อยๆ ละลายน้ำแข็งที่อยู่ด้านล่าง จนในที่สุดหยดลงมาจากโครงสร้างน้ำแข็งและจมลง กระบวนการนี้เรียกว่าการขับน้ำเค็มออกน้ำก้นทะเลแอนตาร์กติกาที่เกิดขึ้นจะจมลงและไหลไปทางเหนือและตะวันออก น้ำทะเลชนิดนี้มีความหนาแน่นมากกว่า NADW ดังนั้นจึงไหลอยู่ใต้ NADW น้ำทะเล AABW ที่ก่อตัวในทะเลเวดเดลล์ส่วนใหญ่จะเติมเต็มแอ่งแอตแลนติกและแอ่งอินเดีย ในขณะที่น้ำทะเล AABW ที่ก่อตัวในทะเลรอสส์จะไหลไปยังมหาสมุทรแปซิฟิก ที่มหาสมุทรอินเดีย จะมีการแลกเปลี่ยนในแนวดิ่งระหว่างน้ำเย็นและเค็มจากมหาสมุทรแอตแลนติกชั้นล่างกับน้ำทะเลที่อุ่นกว่าและจืดกว่าจากมหาสมุทรแปซิฟิกเขตร้อนชั้นบน ซึ่งเรียกว่าการพลิกกลับในมหาสมุทรแปซิฟิก น้ำเย็นและเค็มที่เหลือจากมหาสมุทรแอตแลนติกจะได้รับผลกระทบจากความเค็มและกลายเป็นน้ำอุ่นและจืดกว่าอย่างรวดเร็ว^{[ 19 ] [ 20 ] [ 21 ] [ 22 ] [ 23 ]}

การไหลออกของน้ำเย็นและเค็มใต้ทะเลทำให้ระดับน้ำทะเลของมหาสมุทรแอตแลนติกต่ำกว่ามหาสมุทรแปซิฟิกเล็กน้อย และความเค็มหรือความเค็มของน้ำในมหาสมุทรแอตแลนติกสูงกว่าในมหาสมุทรแปซิฟิก ส่งผลให้เกิดการไหลของน้ำทะเลที่อุ่นกว่าและจืดกว่าจากมหาสมุทรแปซิฟิกเขตร้อนไปยังมหาสมุทรอินเดียผ่านหมู่เกาะอินโดนีเซีย ในปริมาณมากแต่ช้า เพื่อแทนที่น้ำก้นมหาสมุทรแอนตาร์กติกที่ เย็นและเค็ม ปรากฏการณ์นี้ยังเรียกว่า 'แรงผลักดันความเค็ม' (การได้รับน้ำจืดสุทธิในละติจูดสูงและการระเหยในละติจูดต่ำ) น้ำอุ่นและจืดกว่าจากมหาสมุทรแปซิฟิกนี้ไหลขึ้นผ่านมหาสมุทรแอตแลนติกใต้ไปยังกรีนแลนด์ซึ่งจะเย็นลงและเกิดการระเหยจนเย็นตัวลงและจมลงสู่ก้นมหาสมุทร ทำให้เกิดการหมุนเวียนของอุณหภูมิและความเค็มอย่างต่อเนื่อง^{[ 25 ] [ 26 ]}

เมื่อน้ำลึกจมลงสู่แอ่งมหาสมุทร น้ำลึกจะเข้ามาแทนที่มวลน้ำลึกเดิม ซึ่งค่อยๆ มีความหนาแน่นน้อยลงเนื่องจากการผสมผสานของมหาสมุทรอย่างต่อเนื่อง ดังนั้น น้ำบางส่วนจึงลอยขึ้นมา ซึ่งเรียกว่าการไหลขึ้นของน้ำ (upwelling ) ความเร็วของการไหลขึ้นของน้ำนั้นช้ามาก แม้แต่เมื่อเทียบกับการเคลื่อนที่ของมวลน้ำด้านล่าง ดังนั้นจึงเป็นการยากที่จะวัดตำแหน่งที่เกิดการไหลขึ้นของน้ำโดยใช้ความเร็วของกระแสน้ำ เนื่องจากมีกระบวนการอื่นๆ ที่ขับเคลื่อนด้วยลมเกิดขึ้นในมหาสมุทรผิวน้ำ น้ำลึกมีลักษณะทางเคมีเฉพาะตัว ซึ่งเกิดจากการสลายตัวของอนุภาคที่ตกลงไปในน้ำระหว่างการเดินทางอันยาวนานในระดับความลึก นักวิทยาศาสตร์หลายคนพยายามใช้สารติดตามเหล่านี้เพื่ออนุมานว่าการไหลขึ้นของน้ำเกิดขึ้นที่ใดWallace Broeckerได้ใช้แบบจำลองกล่องและยืนยันว่าการไหลขึ้นของน้ำลึกส่วนใหญ่เกิดขึ้นในมหาสมุทรแปซิฟิกเหนือ โดยใช้ค่าซิลิคอนสูงที่พบในน้ำเหล่านี้เป็นหลักฐาน นักวิจัยคนอื่นๆ ไม่พบหลักฐานที่ชัดเจนเช่นนั้น^{[ 27 ]}

แบบจำลองคอมพิวเตอร์ของการไหลเวียนของมหาสมุทรแสดงให้เห็นว่าการไหลขึ้นของน้ำลึกส่วนใหญ่อยู่ในมหาสมุทรใต้ ซึ่งเกี่ยวข้องกับลมแรงในละติจูดเปิดระหว่างอเมริกาใต้และแอนตาร์กติกา^{[ 28 ]} การประเมินโดยตรงของความแรงของการไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์ยังทำได้ที่ละติจูด 26.5°N ในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ โดยโครงการ RAPID ของสหราชอาณาจักรและสหรัฐอเมริกา โครงการนี้รวมการประเมินโดยตรงของการขนส่งในมหาสมุทรโดยใช้เครื่องวัดกระแสน้ำและการวัดด้วยสายเคเบิลใต้น้ำเข้ากับการประเมินกระแสจีโอสโทรฟิกจากการวัดอุณหภูมิและความเค็ม เพื่อให้ได้การประเมินการไหลเวียนแบบพลิกกลับตามแนวเส้นเมริเดียนอย่างต่อเนื่อง ครอบคลุมความลึกทั้งหมด และทั่วทั้งแอ่ง อย่างไรก็ตาม โครงการนี้เพิ่งเริ่มดำเนินการตั้งแต่ปี 2004 ซึ่งสั้นเกินไปเมื่อพิจารณาช่วงเวลาของการไหลเวียนเป็นศตวรรษ^{[ 29 ]}

การไหลเวียนของเทอร์โมฮาไลน์มีบทบาทสำคัญในการส่งความร้อนไปยังบริเวณขั้วโลก และด้วยเหตุนี้จึงควบคุมปริมาณน้ำแข็งทะเลในบริเวณเหล่านี้ แม้ว่าการขนส่งความร้อนไปยังขั้วโลกนอกเขตร้อนจะมีขนาดใหญ่กว่าในชั้นบรรยากาศมากกว่าในมหาสมุทรก็ตาม^{[ 30 ]} เชื่อกันว่าการเปลี่ยนแปลงในการไหลเวียนของเทอร์ โม ฮาไลน์ส่งผลกระทบอย่างมากต่อ งบประมาณการแผ่รังสีของโลก

เชื่อกันว่า การไหลเข้าของน้ำละลายที่มีความหนาแน่นต่ำจำนวนมากจากทะเลสาบ Agassizและการละลายของธารน้ำแข็งในอเมริกาเหนือทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงการก่อตัวของน้ำลึกและการทรุดตัวในมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือสุด และทำให้เกิดช่วงเวลาสภาพภูมิอากาศในยุโรปที่รู้จักกันในชื่อ^Younger Dryas ^{[ 31} ]

การชะลอตัวหรือการล่มสลายของ AMOC

ในปี 2021 รายงานการประเมินครั้งที่ 6 ของ IPCCระบุอีกครั้งว่า AMOC มีแนวโน้ม "สูงมาก" ที่จะลดลงภายในศตวรรษที่ 21 และมีความ "มั่นใจสูง" ว่าการเปลี่ยนแปลงจะสามารถย้อนกลับได้ภายในหลายศตวรรษหากภาวะโลกร้อนกลับทิศทาง^{[ 32 ] : 19}แตกต่างจากรายงานการประเมินครั้งที่ 5 ซึ่งมีความมั่นใจเพียง "ปานกลาง" แทนที่จะเป็น "มั่นใจสูง" ว่า AMOC จะหลีกเลี่ยงการล่มสลายก่อนสิ้นสุดศตวรรษที่ 21 การลดลงของความมั่นใจนี้อาจได้รับอิทธิพลจากการศึกษาทบทวนหลายฉบับที่ดึงความสนใจไปที่อคติความเสถียรของการไหลเวียนภายในแบบจำลองการไหลเวียนทั่วไป [ ^{33 ] [ 34 ] และการศึกษาแบบจำลองมหาสมุทรแบบง่ายที่ชี้ให้เห็น ว่า} AMOC อาจมีความเปราะบางต่อการเปลี่ยนแปลงอย่างฉับพลันมากกว่าที่แบบจำลองขนาดใหญ่แนะนำ^{[ 35 ]}

รายงานสรุปของรายงานการประเมินครั้งที่ 6 ของ IPCC สรุปฉันทามติทางวิทยาศาสตร์ดังนี้: "กระแสน้ำวนแอตแลนติกเหนือมีแนวโน้มที่จะอ่อนกำลังลงในช่วงศตวรรษที่ 21 สำหรับทุกสถานการณ์ที่พิจารณา (ความเชื่อมั่นสูง) อย่างไรก็ตาม ไม่คาดว่าจะเกิดการล่มสลายอย่างฉับพลันก่อนปี 2100 (ความเชื่อมั่นปานกลาง) หากเหตุการณ์ที่มีโอกาสเกิดขึ้นต่ำเช่นนี้เกิดขึ้น ก็มีแนวโน้มสูงที่จะทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงอย่างฉับพลันในรูปแบบสภาพอากาศและวัฏจักรน้ำในระดับภูมิภาค เช่น การเคลื่อนตัวไปทางใต้ของแถบฝนเขตร้อน และส่งผลกระทบอย่างมากต่อระบบนิเวศและกิจกรรมของมนุษย์" ^{[ 36 ]}

ณ ปี 2024 ยังไม่มีข้อสรุปที่แน่ชัดว่าการหมุนเวียนของกระแสน้ำ AMOC ชะลอตัวลงอย่างต่อเนื่องหรือไม่ แต่แทบไม่มีข้อสงสัยเลยว่ามันจะเกิดขึ้นหากการเปลี่ยนแปลงสภาพภูมิอากาศยังคงดำเนินต่อไป^{[ 37 ]}ตามรายงานของ IPCC ผลกระทบที่น่าจะเป็นไปได้มากที่สุดของการลดลงของกระแสน้ำ AMOC ในอนาคต ได้แก่ ปริมาณน้ำฝนที่ลดลงในละติจูดกลาง การเปลี่ยนแปลงรูปแบบของปริมาณน้ำฝนที่รุนแรงในเขตร้อนและยุโรป และพายุที่รุนแรงขึ้นซึ่งเคลื่อนตัวตามเส้นทางมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ^{[ 37 ]}ในปี 2020 งานวิจัยพบว่ากระแสน้ำ AMOC ที่อ่อนแอลงจะทำให้การลดลงของน้ำแข็งทะเลอาร์กติก ช้าลง ^{[ 38 ]}และส่งผลให้เกิดแนวโน้มของบรรยากาศที่คล้ายกับที่น่าจะเกิดขึ้นในช่วงYounger Dryas [ ^{39 ]}เช่น การเคลื่อนตัวไปทางใต้ของเขตบรรจบกัน ระหว่างเขตร้อน การเปลี่ยนแปลงของปริมาณ ^น้ำฝนภายใต้สถานการณ์การปล่อยก๊าซเรือนกระจกสูงจะมีขนาดใหญ่กว่ามาก^{[ 38 ]}

การลดลงของ AMOC จะส่งผลให้ระดับน้ำทะเลเพิ่มสูงขึ้นอย่างรวดเร็วตามแนวชายฝั่งตะวันออกของสหรัฐอเมริกา^{[ 37 ]}อย่างน้อยหนึ่งเหตุการณ์ดังกล่าวเชื่อมโยงกับการชะลอตัวชั่วคราวของ AMOC ^{[ 40 ]}ผลกระทบนี้จะเกิดจากการเพิ่มขึ้นของอุณหภูมิและการขยายตัวทางความร้อนของน้ำชายฝั่ง ซึ่งจะถ่ายเทความร้อนไปยังยุโรปน้อยลง นี่เป็นหนึ่งในเหตุผลที่ระดับน้ำทะเลเพิ่มสูงขึ้นตามแนวชายฝั่งตะวันออกของสหรัฐอเมริกาคาดว่าจะสูงกว่าค่าเฉลี่ยทั่วโลกถึงสามถึงสี่เท่า^{[ 41 ] [ 42 ] [ 43 ]}

• การแกว่งตัวหลายทศวรรษของมหาสมุทรแอตแลนติก– วัฏจักรภูมิอากาศที่มีผลต่ออุณหภูมิพื้นผิวของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือ 
• ความถี่ Brunt-Väisälä – การวัดเสถียรภาพของของเหลวต่อการเคลื่อนที่ในแนวดิ่งหน้าแสดงคำอธิบายสั้น ๆ ของเป้าหมายการเปลี่ยนเส้นทาง 
• คอนทัวร์ไรต์– ตะกอนที่เกิดจากกระแสน้ำก้นทะเลลึกที่เกิดจากความแตกต่างของอุณหภูมิและความเค็ม 
• การไหลลง– การเคลื่อนที่ลงของของเหลวชนิดหนึ่งภายในของเหลวอีกชนิดหนึ่ง 
• การหมุนเวียนของอุณหภูมิและเกลือในมหาสมุทร– ส่วนหนึ่งของการหมุนเวียนของมหาสมุทรขนาดใหญ่หน้าเว็บที่แสดงคำอธิบายสั้น ๆ ของเป้าหมายการเปลี่ยนเส้นทาง 
• การหมุนเวียนของน้ำด้วยความร้อนและน้ำ– การหมุนเวียนของน้ำที่ขับเคลื่อนด้วยการแลกเปลี่ยนความร้อน 
• แผนภาพอุณหภูมิ-ความเค็ม– แผนภาพที่ใช้ระบุมวลน้ำหน้าเว็บที่แสดงคำอธิบายสั้น ๆ ของเป้าหมายการเปลี่ยนเส้นทาง 

• Apel, JR (1987). หลักการของฟิสิกส์มหาสมุทร . สำนักพิมพ์ Academic Press. ISBN 0-12-058866-8.
• Gnanadesikan, A.; RD Slater; PS Swathi; GK Vallis (2005). "พลังงานของการขนส่งความร้อนในมหาสมุทร"วารสารภูมิอากาศ 18 ( 14): 2604– 16. Bibcode : 2005JCli...18.2604G . doi : 10.1175/JCLI3436.1 .
• Knauss, JA (1996). บทนำสู่สมุทรศาสตร์กายภาพ . Prentice Hall. ISBN 0-13-238155-9.

• สายพานลำเลียงมหาสมุทร
• โครงการ THOR FP7 http://arquivo.pt/wayback/20141126093524/http%3A//www.eu%2Dthor.eu/ศึกษาในหัวข้อ "การพลิกกลับของกระแสน้ำอุณหภูมิและความเค็ม - เสี่ยงหรือไม่?" และความสามารถในการคาดการณ์การเปลี่ยนแปลงของกระแสน้ำดังกล่าว โครงการ THOR ได้รับทุนสนับสนุนจากโครงการกรอบงานที่ 7 ของคณะกรรมาธิการยุโรป