La circulation thermohaline doit être comprise comme une circulation tridimensionnelle, multiscalaire et couplée, dans laquelle interviennent simultanément les gradients de densité, les vents, la rotation terrestre, la topographie, la convection, le mélange turbulent et les échanges avec l'atmosphère et la cryosphère. Les mouvements de grande échelle sont associés à des processus beaucoup plus fins : turbulence, mélange diapycnal (= entre différentes couches de densités différentes), instabilités, tourbillons mésoéchelle, ondes internes et interactions avec le relief. La circulation globale résulte dès lors de l'intégration de phénomènes couvrant plusieurs ordres de grandeur spatiaux et temporels.

La propriété physique fondamentale qui gouverne cette circulation est la densité de l'eau de mer. À pression donnée, l'eau froide est généralement plus dense que l'eau chaude, tandis que l'eau salée est plus dense que l'eau douce. La densité dépend donc principalement de la température et de la salinité, mais également de la pression, particulièrement importante dans les profondeurs océaniques. On peut ainsi distinguer une composante thermique, liée à la température, et une composante haline, liée à la salinité. Une masse d'eau devient susceptible de s'enfoncer lorsque sa densité devient supérieure à celle des eaux situées sous elle. À l'inverse, une eau relativement chaude ou peu salée tend à rester près de la surface.

La relation entre température, salinité et densité est toutefois non linéaire et dépend des conditions thermodynamiques. À proximité de la surface, les variations de température jouent généralement un rôle majeur dans les contrastes de densité. Dans les régions polaires et subpolaires, la salinité devient particulièrement importante parce que les processus de congélation, de fonte de la glace de mer, de précipitation et d'évaporation modifient fortement le bilan d'eau douce. Lors de la formation de glace de mer, la majeure partie du sel reste dans l'eau liquide environnante : la saumure rejetée augmente localement la salinité et donc la densité de l'eau. Ce phénomène, appelé rejet de saumure, contribue à la formation d'eaux profondes.

La circulation thermohaline dépend aussi de la circulation forcée par les vents. La circulation océanique globale résulte de la superposition de plusieurs mécanismes : circulation induite par les vents, circulation géostrophique, mouvements liés aux gradients de pression, convection profonde, mélange turbulent, marées et interactions avec les frontières continentales et le relief des bassins. Dans ce système, la circulation thermohaline désigne surtout la composante associée aux gradients de densité et aux transformations des masses d'eau. 

La circulation thermohaline commence en quelque sorte dans les régions où les eaux de surface subissent d'importantes transformations de densité. Dans les hautes latitudes de l'Atlantique Nord, notamment dans les mers de Norvège, du Groenland et d'Islande ainsi que dans les régions adjacentes, les eaux relativement chaudes transportées vers le nord par la circulation atlantique perdent de la chaleur vers l'atmosphère. Leur refroidissement augmente leur densité. Dans certaines conditions, les échanges avec l'atmosphère, l'évaporation et les interactions avec la glace peuvent également accroître leur salinité. L'eau ainsi densifiée peut atteindre des profondeurs importantes et contribuer à la formation des eaux profondes de l'Atlantique Nord, généralement désignées sous le terme de North Atlantic Deep Water (NADW).

Une autre région majeure de formation d'eaux denses se situe autour de l'Antarctique. Dans les mers bordant le continent antarctique, notamment dans les secteurs de la mer de Weddell et de la mer de Ross, le refroidissement intense et les processus associés à la formation de glace de mer favorisent la production d'eaux très froides et relativement salées. Une partie de ces eaux devient suffisamment dense pour s'enfoncer jusqu'au fond des bassins océaniques. Elles constituent les eaux de fond antarctiques, ou Antarctic Bottom Water, qui représentent l'une des masses d'eau les plus froides et les plus denses de l'océan mondial.

Une fois formées, les eaux profondes ne restent pas confinées à leur région d'origine. Elles se propagent le long des profondeurs océaniques, guidées par la topographie des bassins, les gradients de pression et les contraintes géostrophiques. Les eaux profondes de l'Atlantique Nord se déplacent vers le sud dans l'Atlantique, franchissent les hautes latitudes australes et participent aux échanges avec les océans Austral, Indien et Pacifique. Les eaux de fond antarctiques, quant à elles, se propagent largement dans les bassins océaniques profonds, notamment vers le nord, en remplissant progressivement les parties les plus profondes de l'Atlantique, de l'océan Indien et du Pacifique.

L'océan Austral joue à cet égard un rôle absolument fondamental. Il constitue la seule région où les trois grands océans communiquent directement autour d'un continent sans obstacle continental continu. La circulation circumpolaire antarctique permet donc d'importants échanges de masses d'eau entre les bassins. Les vents d'ouest dominants y entretiennent le courant circumpolaire antarctique, tandis que les processus de mélange, d'upwelling et de subduction permettent aux masses d'eau de changer de profondeur et de propriétés. L'océan Austral constitue ainsi une zone essentielle de transformation des eaux profondes et intermédiaires.

Le mouvement vertical de l'eau est aussi important que son déplacement horizontal. Une caractéristique fondamentale du système thermohalin est l'upwelling, ou remontée d'eaux profondes vers la surface. Il se produit dans différentes régions du globe sous l'effet combiné des vents, de la divergence des transports d'Ekman, des processus de mélange et de la circulation à grande échelle. Dans le Pacifique et l'océan Indien, une partie importante des eaux profondes remonte progressivement vers les niveaux supérieurs. Cette remontée permet notamment aux eaux profondes de restituer à la surface des nutriments accumulés pendant leur séjour dans l'océan intérieur.

Le séjour d'une masse d'eau dans les profondeurs océaniques s'accompagne en effet d'une transformation progressive de ses propriétés. Lorsqu'une eau superficielle s'enfonce, elle emporte avec elle de l'oxygène dissous provenant de l'atmosphère. Pendant son déplacement en profondeur, cet oxygène est progressivement consommé par la respiration des organismes et par l'oxydation de la matière organique. Parallèlement, le carbone inorganique dissous augmente généralement, notamment en raison de la reminéralisation de la matière organique. Les masses d'eau profondes constituent ainsi d'importants vecteurs de transport de carbone anthropique et participent au stockage du carbone dans l'océan.

La circulation thermohaline ne transporte pas uniquement de l'eau : elle déplace des substances dissoutes et particulaires. Elle intervient dans la redistribution de l'oxygène, du carbone, de l'azote, du phosphore, du silicium et de nombreux micronutriments. Une masse d'eau qui s'enfonce peut ainsi isoler pendant des décennies ou des siècles une fraction du carbone absorbé à la surface. Lorsqu'elle remonte, elle peut restituer une partie de ce carbone à l'atmosphère, mais également fournir aux écosystèmes phototrophes des nutriments nécessaires à la production biologique.

La notion de temps de résidence permet de comprendre cette dimension temporelle. Les eaux superficielles peuvent être renouvelées relativement rapidement, tandis que certaines masses d'eau profondes peuvent rester isolées de l'atmosphère pendant plusieurs siècles, voire plus longtemps dans certaines régions abyssales. L'océan profond constitue donc un réservoir dont la dynamique est beaucoup plus lente que celle de l'atmosphère. Cette inertie confère au système océanique une fonction majeure de régulation climatique, mais elle signifie également que les perturbations introduites dans la circulation peuvent avoir des conséquences retardées et persistantes.

La circulation thermohaline joue un rôle majeur dans le transport méridien de chaleur. Les régions tropicales reçoivent davantage d'énergie solaire qu'elles n'en perdent en moyenne, tandis que les hautes latitudes présentent le bilan inverse. L'atmosphère et l'océan contribuent ensemble à réduire ce déséquilibre énergétique. Les courants océaniques transportent de la chaleur depuis les basses latitudes vers les régions tempérées et polaires. Dans l'Atlantique Nord, la circulation océanique associée à la dérive nord-atlantique contribue ainsi au climat relativement doux de l'Europe occidentale et septentrionale par rapport à d'autres régions continentales situées à des latitudes comparables.

Il faut toutefois distinguer le transport de chaleur par l'ensemble de la circulation atlantique de la seule circulation thermohaline. Le Gulf Stream, par exemple, est principalement un courant de bord ouest fortement influencé par la dynamique des vents et la rotation terrestre. Sa prolongation vers le nord, ainsi que la circulation méridienne de retournement de l'Atlantique, participent ensemble au transport de chaleur. Il serait donc incorrect d'affirmer que le Gulf Stream est simplement une manifestation directe de la circulation thermohaline.

La circulation méridienne de retournement, ou MOC (Meridional Overturning Circulation), constitue une représentation particulièrement utile de la composante verticale et méridienne de cette dynamique. Dans l'Atlantique, elle est généralement appelée AMOC (Atlantic Meridional Overturning Circulation). L'AMOC comprend le transport d'eaux chaudes et relativement salées vers le nord dans les couches supérieures, leur transformation en eaux plus denses dans les hautes latitudes, leur plongée vers les profondeurs, puis leur transport vers le sud. À cela s'ajoutent des branches intermédiaires et profondes ainsi que des remontées d'eau à différentes latitudes.

La circulation globale peut donc être représentée schématiquement comme une succession de transformations : des eaux chaudes de surface se déplacent vers les hautes latitudes, perdent de la chaleur et parfois gagnent en salinité, deviennent plus denses, s'enfoncent, se propagent dans les profondeurs, remontent progressivement sous l'effet des processus dynamiques et de mélange, puis rejoignent les couches superficielles où elles sont de nouveau soumises aux échanges avec l'atmosphère. Cette représentation est utile pédagogiquement, mais elle ne doit pas être interprétée comme un courant unique et fermé parcourant tous les océans à vitesse constante.

La force de Coriolis intervient fortement dans l'organisation spatiale de cette circulation. Toute masse d'eau en mouvement sur une Terre en rotation subit une déviation apparente : vers la droite dans l'hémisphère Nord et vers la gauche dans l'hémisphère Sud. La circulation réelle résulte ainsi de l'équilibre entre gradients de pression, force de Coriolis, frottement, pesanteur et contraintes exercées par les vents. En profondeur, lorsque les effets directs du vent deviennent faibles, les gradients horizontaux de pression et la structure de densité deviennent particulièrement importants.

La topographie sous-marine joue également un rôle majeur. Les dorsales océaniques, les bassins abyssaux, les seuils, les plaines abyssales et les marges continentales déterminent les trajectoires préférentielles des masses d'eau profondes. Les eaux abyssales ne peuvent pas traverser librement toutes les régions de l'océan mondial. Elles doivent franchir des passages topographiques parfois étroits, ce qui influence fortement la distribution des températures, des salinités et des concentrations en éléments dissous.

Les transformations des masses d'eau peuvent être décrites à partir des diagrammes température-salinité, couramment appelés diagrammes T-S. Chaque masse d'eau possède une combinaison relativement caractéristique de température et de salinité. Lorsque plusieurs masses d'eau se mélangent, leurs propriétés évoluent selon les proportions relatives des masses initiales. Les océanographes utilisent ces propriétés pour identifier les masses d'eau, suivre leur déplacement et reconstruire leur histoire thermodynamique.

La stratification verticale de l'océan constitue un autre élément essentiel. L'océan mondial est généralement organisé en couches présentant des propriétés physiques différentes. La couche superficielle est directement influencée par l'atmosphère et les vents. En dessous se trouve souvent une zone où la densité varie rapidement avec la profondeur, associée notamment à la thermocline et à la pycnocline. Plus profondément, les variations de température sont faibles et les eaux sont généralement froides et relativement homogènes à l'échelle d'un bassin. La pycnocline constitue une barrière dynamique importante qui limite les échanges verticaux rapides entre la surface et les profondeurs.

La circulation thermohaline dépend donc d'un équilibre délicat entre les flux de chaleur, les flux d'eau douce, les échanges de sel et les processus de mélange. L'atmosphère modifie la température de surface par les échanges radiatifs et turbulents. Les précipitations et l'évaporation modifient le bilan hydrologique. Les fleuves apportent de l'eau douce aux océans. La formation et la fonte de la glace de mer redistribuent eau douce et sel. Les glaciers et les calottes glaciaires peuvent également modifier les bilans d'eau douce lorsqu'ils fondent ou déversent des icebergs.

Ces mécanismes introduisent une forte dépendance du système au cycle hydrologique. Une augmentation des précipitations ou de l'apport d'eau douce dans une région de formation d'eaux profondes peut réduire la salinité de l'eau de surface. Si cette diminution de salinité est suffisamment importante, elle peut compenser ou dépasser l'effet densifiant du refroidissement. L'eau devient alors moins dense et son enfoncement peut être réduit. La salinité constitue donc un véritable mécanisme de contrôle de la convection profonde.

Cette sensibilité explique pourquoi la circulation océanique est étroitement liée aux évolutions climatiques. Lorsque le climat se réchauffe, les hautes latitudes peuvent recevoir davantage d'eau douce provenant des précipitations, de la fonte des glaciers et des calottes glaciaires, ainsi que de la fonte accrue de la glace de mer. Une telle évolution peut modifier la densité des eaux de surface et perturber les processus de formation d'eaux profondes. Cependant, la réponse de la circulation dépend de plusieurs facteurs : elle résulte de l'interaction entre température, salinité, vents, mélange océanique, dynamique des glaces et changements du cycle hydrologique.

Les variations de la circulation thermohaline ont également joué un rôle important dans l'histoire du climat. Durant les périodes glaciaires, les modifications du volume des calottes de glace, du niveau marin, du cycle hydrologique et de la distribution des températures ont profondément modifié les propriétés des océans. Des changements rapides de la circulation atlantique sont notamment associés à certains événements climatiques abrupts du Pléistocène, en particulier aux événements de Dansgaard-Oeschger et aux événements de Heinrich. Ces épisodes montrent que le système climatique peut posséder plusieurs régimes de circulation relativement stables et basculer rapidement lorsque certains seuils sont franchis.

Il convient cependant d'éviter une interprétation déterministe rigide selon laquelle une augmentation de l'eau douce provoquerait nécessairement l'arrêt complet de la circulation thermohaline. Les modèles climatiques montrent plutôt une réorganisation et un affaiblissement possibles de certains éléments de la circulation, dont l'ampleur dépend de l'évolution du climat et des forçages. La dynamique océanique est fortement non linéaire, et les rétroactions entre température, salinité, vents, glace de mer et échanges atmosphériques rendent impossible une description reposant sur un mécanisme unique.

La circulation thermohaline intervient également dans les rétroactions climatiques. Un ralentissement de certaines branches de la circulation pourrait modifier le transport de chaleur vers les hautes latitudes, entraînant une redistribution régionale des températures. Cette modification affecterait à son tour les échanges atmosphériques, les précipitations, la glace de mer et la circulation atmosphérique. L'océan et l'atmosphère peuvent donc réagir de manière couplée, produisant des réponses qui ne sont pas proportionnelles au forçage initial.

L'effet sur le niveau marin est également important. Les variations de circulation océanique peuvent entraîner des redistributions régionales du niveau de la mer par modification de la dynamique et de la pression des masses d'eau. Une modification de l'AMOC peut ainsi produire des variations régionales du niveau marin dans l'Atlantique, indépendamment de la hausse moyenne mondiale liée à la dilatation thermique et à la fonte des glaces continentales.

La circulation thermohaline possède enfin une dimension climatique profonde parce qu'elle constitue un mécanisme de couplage entre la surface et l'océan abyssal. L'atmosphère évolue sur des temps caractéristiques allant de quelques jours à plusieurs décennies, tandis que les eaux profondes peuvent conserver la signature des conditions de surface pendant des périodes beaucoup plus longues. L'océan agit donc à la fois comme un transporteur, un réservoir et une mémoire du système climatique.

Sur le plan énergétique, l'océan absorbe une très grande partie de l'excès de chaleur associé au déséquilibre radiatif contemporain. La circulation verticale et méridienne contribue ensuite à redistribuer cette énergie dans l'océan. La pénétration de chaleur vers les profondeurs ralentit temporairement l'augmentation de la température de surface, mais elle ne supprime pas le déséquilibre énergétique global. Elle modifie plutôt sa répartition entre les différents compartiments du système Terre.

À l'échelle globale, on peut résumer le fonctionnement du système par une alternance de formation, propagation, transformation, mélange et remontée des masses d'eau. Les régions polaires et subpolaires constituent des zones majeures de densification et d'enfoncement, tandis que d'autres régions océaniques sont caractérisées par la remontée d'eaux profondes. Entre ces deux extrêmes, les masses d'eau circulent à travers les bassins océaniques et échangent progressivement chaleur, sel, oxygène, carbone et nutriments.

La circulation thermohaline représente ainsi l'une des architectures fondamentales du système climatique terrestre. Elle relie les hautes latitudes aux tropiques, la surface aux profondeurs abyssales, l'atmosphère à l'océan et les processus physiques aux cycles biogéochimiques. Par le transport de chaleur, elle participe à la régulation des contrastes thermiques planétaires; par la ventilation des profondeurs, elle contrôle une partie importante de la distribution de l'oxygène; par le stockage et la redistribution du carbone, elle influence le cycle global du carbone; par le transport des nutriments, elle conditionne une partie de la productivité biologique marine.

Dans une perspective géologique et climatique de longue durée, cette circulation constitue enfin un mécanisme essentiel de redistribution de la matière et de l'énergie à la surface de la Terre. Ses variations contribuent à expliquer certaines différences régionales de climat et certains changements climatiques rapides du passé. Dans le contexte du changement climatique contemporain, l'évolution de la circulation méridienne de retournement, notamment dans l'Atlantique, représente donc un enjeu majeur de la climatologie physique. L'étude de la circulation thermohaline nécessite toutefois de considérer simultanément les changements de température, de salinité, de bilan hydrologique, de glace de mer, de vents et de mélange océanique : aucun de ces facteurs ne suffit à lui seul à déterminer l'état de la circulation mondiale.