Transporte de Ekman
Por causa del efecto Coriolis, el movimiento de la superficie del océano se desvía hacia la derecha en el hemisferio norte y a la izquierda en el hemisferio sur respecto a la dirección del viento en la superficie. Cada capa de agua que va siendo arrastrada por la capa superior experimenta el mismo efecto de desvío con respecto a la capa superior, aunque cada vez de menor magnitud; los vectores de movimiento forman la espiral de Ekman. El movimiento promedio de las agua oceánicas en todas las profundidades (debido al transporte de Ekman) es aproximadamente de 90º hacia la derecha en el hemisferio norte y 90º a la izquierda en el hemisferio sur respecto a la dirección del viento en la superficie. Si tal corriente transporta agua desde la costa (por ejemplo, cuando una corriente procedente del sur progresa a lo largo de la costa occidental de un continente austral, con el consiguiente transporte neto de Ekman hacia la izquierda, es decir, mar adentro hacia el Oeste) crea surgencias desde la profundidad con aguas ricas en nutrientes. Las costas donde ocurre este fenómeno son regiones ricas para la pesca.
Evento anóxico
Jeppsson (1990) propone un mecanismo por el cual la temperatura de las aguas polares determina el sitio de formación del agua de las corrientes descendentes. Si las aguas próximas a los polos están por debajo de 5°C, serán lo suficientemente densas como para hundirse, como son frías, el oxígeno es altamente soluble en estas aguas, y el océano profundo será oxigenado. Si las aguas próximas a los polos son más cálidas que 5°C, su densidad es demasiado baja para que se hundan por debajo de las aguas profundas más frías. Por lo tanto, la circulación termohalina solo puede ser impulsada por la densidad aumentada por el contenido salino, que tiende a formarse en aguas cálidas donde la evaporación es alta. Esta agua tibia puede disolver menos oxígeno y se produce en cantidades más pequeñas, produciendo una circulación lenta con poco oxígeno en aguas profundas. El efecto de esta agua tibia se propaga a través del océano y reduce la cantidad de CO2 que los océanos pueden contener en solución, lo que hace que los océanos liberen grandes cantidades de CO2 a la atmósfera en un tiempo geológicamente corto (decenas o miles de años). Las aguas cálidas también inician la liberación de clatratos, lo que aumenta aún más la temperatura atmosférica y la anoxia de la cuenca. Retroalimentaciones positivas similares operan durante episodios de polo frío, amplificando sus efectos de enfriamiento.