Fysisk oseanografi

Frå Wikipedia – det frie oppslagsverket
Gå til: navigering, søk
Havdjupne i verdshava.

Fysisk oseanografi er studiet av dei fysiske tilhøva og dei fysiske prosessane i havet, særleg rørsler og fysiske eigenskapar til sjøvatn.

Fysisk oseanografi er ein av fleire tema inn under oseanografi. Andre er biologisk, kjemisk og geologisk oseanografi.

Fysisk ramme[endre | endre wikiteksten]

Føregangsosenaografen Matthew Maury sa i 1855 «Planeten vår er skjenka med to store hav, eitt synleg og eitt usynleg; ein under føtene, det andre over hovudet; det eine dekkjer heile, medan det andre dekkjer to tredjedelar av overflata.». Den grunnleggjande rolla havet har i forme joda er respektert av økologar, geologar, meteorologar, klimatologar, geografar og andre som er interesserte i den fysiske verda. Ei jord utan hav ville truleg vore ugjenkjenneleg.

Om lag 97 % av vatnet på planeten er i havet, og hava er ei kjelde til enorme mengder vassdamp som kondenserer i atmosfæren og fell som regn eller snø på kontinenta.[1][2] Den enorme varmekapasiteten til hava moderer klimaet på planeten, og absorpsjon av forskjellige gassar påverkar samansettinga av atmosfæren.[2] Havet påverkar til og med samansetinga av vulkanske bergartar på havbotn ved hjelp av metamorfose, samt ved vulkanske gassar og magma som vert skapt i subduksjonssoner.[2]

Vertikale og horisontale dimensjonar[endre | endre wikiteksten]

Perspektivisk syn på havbotn til Atlanterhavet og Det karibiske havet. Den rosa havbotn i midten er Puerto Rico-gropa.

Havet er langt djupare enn kontinenta er høge. Ser ein på den hypsografiske kurva til jorda så er middelhøgda til landmassane på joda berre 840 meter over havet, medan middeldjupna til havet er 3800 meter. Sjølv om avviket er stort for både land og sjø, er ekstreme tilfelle som fjell og groper sjeldne.[1]

Areal, volum, samt middel og maksiaml djupne til hava (utanom tilstøytande innhav)
Lekam Areal (106km²) Volum (106km³) Middeldjupne (m) Største djupne (m)
Stillehavet 165,2 707,6 4282 -10911
Atlanterhavet 82,4 323,6 3926 -8605
Indiahavet 73,4 291,0 3963 -8047
Sørishavet 20,3 -7235
Nordishavet 14,1 1038
Det karibiske havet 2,8 -7686

Temperatur, salinitet og tettleik[endre | endre wikiteksten]

WOA syner overflatetettleik.

Sidan enorme mengder av volumet til verdshava er djupvatn, er middeltemperaturen til sjøvatn låg, om lag 75 % av havvolumet har ein temperatur frå 0° - 5 °C (Pinet 1996). Den same prosentdelen har ein salinitet som varierer mellom 34-35 ppt (3,4-3,5 %) (Pinet 1996). Det er likevel ganske store variasjonar. Overflatetemperaturen til havvatnet kan variere frå nær frysepunktet ved polane til 35 °C i avgrensa tropiske havområde, medan saliniteten kan variere frå 10 til 41 ppt (1,0-4,1 %).[3]

Den vertikale strukturen til temperaturen kan delast inn i tre grunnleggande lag, eit blandingslag i overflata, der gradientane er små, ein termoklin der gradientane er store, og eit dårleg lagdelt djuphav.

Med omsyn til temperatur er vasslaga i havet sterkt avhengig av breiddegrad. Termoklinen er tydeleg i tropane, men eksisterer ikkje i polart farvatn (Marshak 2001). Haloklinen ligg vanlegvis nær overflata, der fordamping aukar saliniteten i tropane, eller smeltevatn vatnar ut overflatevatnet i polare område.[3] Desse variasjonane i saliniteten og temperaturen med djupna endrar tettleiken til sjøvatn, og skapar pyknoklinen.[1]

Den generelle sirkulasjonen i havet[endre | endre wikiteksten]

For meir om dette emnet, sjå havstraum.
Tettleiksdriven termohalin sirkulasjon

Den ultimate energikjelda for sirkulasjon i havet (og i atmosfæren) er sola. Mengda av sollys som vert absorbert ved overflata varierer kraftig med breiddegraden, og er større ved ekvator enn ved polane. Dette skapar ei væskerørsle i både atmosfæren og havet for å transportere varmen ved ekvator mot polane, og slik redusere temperaturgradientane som elles ville ha eksistert utan væskerørsle. Om lag tre fjerdedelar av denne varmen vert transportert i atmosfæren og resten i havet.

Atmosfæren vert varma opp nedanfrå, som fører til konveksjon. Det tydelegaste teiknet på dette er hadleysirkulajon. Havet vert på liknande vis varma opp ovanfrå, men dette motverkar konveksjon. I stadenfor vert djuphavsvatnet danna i polområda der kaldt, salt vatn søkk i avgrensa område. Dette er starten på den termohaline sirkulasjonen.

Havstraumar er i stor grad driven av vinden på overflata, og den storskala atmosfæriske sirkulasjonen er derfor viktig for å forstå havsirkulasjon. Hadleysirkulasjonen fører til austavind i tropane og vestavind på midlare breidder, og dette skaper eit antisyklonsk vindstress over det subtropiske havet. Dette fører vidare til ein sakte straum mot ekvator gjennom det meste av dei subtropiske havbassenga (sverdrupbalansen). Returstraumen skjer i ein intens, smal vestleg grensestraum mot polane. Som i atmosfæren er havet langt meir utstrekt horisontalt enn vertikalt, og den horisontale rørsla er generelt mykje raskare enn den vertikale. På den sørlege halvkula er det eit kontinuerleg havbelte rundt jorda, og den vestlege vinden på midlare breidder skapar derfor her den kraftige antarktiske cirkumpolarstraumen. På den nordlege halvkula hindrar landmassane ein liknande straum og havsirkluasjonen her vert broten ned i mindre kvervlar i Atlanterhavet og Stillehavet.

Corioliseffekten[endre | endre wikiteksten]

Corioliseffekten fører til at straumane bøyer av (til høgre på den nordlege halvkula og til venstre på den sørlege). Sidan avstanden rundt jorda minkar når ein flyttar seg bort frå ekvator, og fordi jorda roterer mot klokka segg frå nordpolen, bøyer luft- og vassmassar austover når dei flyttar seg frå ekvator til polane, og vestover når dei flyttar seg frå polane til ekvator. Dette har stor effekt på straummønsteret i havet. Mellom anna fører det til at straumen går rundt høg- og lågtrykkssystem, og gjer at desse kan vare lenge. Som følgje av dette kan små variasjonar i trykket skape målbare straumar. Ein høgdeskilnad i havoverflata på 1 cm over ei lengd på 10 000 km vil til dømes skape ein straum på 1 cm/s på midlare breidder. At corioliseffekten er størst ved polane og svakast ved ekvator gjer at ein får ein relativt skarp, jamn vestleg grensestraum som ein ikkje ser på austsida av hava.

Corioliseffekten fører òg til oppvelling ved kysten, sidan vinddrivne straumar vert bøygd av til høgre for vindretninga på den nordlege halvkula og til venstre for vindretninga på den sørlege halvkula. Når vinden bles anten mot ekvator langs den austlege havgrensa eller mot polane på vestsida, vil vatn strøyme bort frå kysten (såkalla ekmantransport), og tyngre vatn frå djupet strøymer opp (oppvelling) for å erstatte det.

Ekmantransport[endre | endre wikiteksten]

Ekmantransport fører til ein nettotransport av overflatevatn 90º til høgre for vindretninga på den nordlege halvkula, og 90º til venstre for vindretninga på den sørlege halvkula. Når vind bles over havoverflata, tar han «tak i» eit tynt overflatelag på vatnet. Dette tynne vasslaget tar så tak i eit tynt vasslag under seg og overfører rørsleenergien til dette laget, og så vidare. På grunn av corioliseffekten vil vasslaga sakte flytte seg lenger og lenger til høgre nedover i djupna på den nordlege halvkula, og til venstre på den sørlege halvkula. I dei fleste tilfelle går det nedste vasslaget som er påverka av vinden i ei djupne 100 - 150 meter i ei retning 180º i forhold til vindretninga, altså motsett veg. Den totale nettotransporten av vatnet vil derfor vere 90º frå den opphavlege vindretinga.

Langmuirsirkulasjon[endre | endre wikiteksten]

Langmuirsirkulasjon skapar tynne, synlege striper, kalla ranker på havoverflata parallelt til vindretninga. Om vinden bles meir enn 3 m/s, kan han skape parallelle ranker med oppvelling og nedvelling mellom seg i ein avstand på 5 til 300 meter. Desse rankene er skapt av tilstøytande vassceller (som er om lag 6 meter djupe) der annakvar celle roterer med og mot klokka. I konvergenssonene samlar det seg avfall, skum og sjøvekster, medan plankton vert fanga i divergenssonene og ført til overflata. Om det er mange plankton i divergenssonen kan ein ofte finne fisk her som livnærer seg på desse.

Grenseflata hav-atmosfære[endre | endre wikiteksten]

Orkanen Isabel aust for Bahamas den 15. september 2003

I grenseflata mellom hav og atmosfære utvekslar dei to fluksar av varme, fukt og rørslemengd.

Varme

Dei viktige varmeledda ved overflata er den følbare varmefluksen, den latente varmefluksen, solinnstråling og balansen til langbølgja (infraraud) stråling. Generelt har dei tropiske havområda eit overskot av varme, medan polhava har eit netto varmetap. Resultatet er ein nettotransport av energi mot polane i hava.

Den enorme varmekapasiteten til havet moderer klimaet i områda nær hava, og medfører maritimt klima i slike områda. Dette kan kome av varmelagring om sommaren og frigjeving av varme om vinteren, eller transport av varme frå varmare stader. Eit godt døme på sistnemnde er Vest-Europa som delvis vert oppvarma av Golfstraumen.

Rørslemengd

Overflatevind har ein storleiksorden på meter per sekund, medan havstraumane har ein storleiksorden på centimeter per sekund. Sett frå atmosfæren kan ein nærast rekna havet som stasjonært, medan atmosfæren sett frå havet utøver ei viktig vindspenning på overflata som medfører storskala havstraumar.

Vinden skaper havbølgjer. Dei lengste bølgjene har ein fasefart nær vindfarten. Rørslemengda til overflatevinden vert overført til ein energifluks av havbølgjene. Denne auka ruheita til havoverflata som bølgjene skapar, endrar vinden nær overflata.

Fukt

Havet kan få tilført fukt gjennom nedbør eller tape fukt gjennom fordamping. Fordamping fører til at havet vert saltare. Middelhavet og Persiabukta er døme på havområde med kraftig fordamping som har gjort desse områda saltare enn andre havområde. Dette kan ein observere som ei fane med saltare vatn ut av Gibraltarsundet i Atlanterhavet. Tidlegare trudde ein at fordamping og nedbør var ein av dei store drivkreftene bak havstraumar, men i dag veit ein at desse berre har ein særs liten innverknad.

Planetære bølgjer i havet[endre | endre wikiteksten]

Kelvinbølgjer
For meir om dette emnet, sjå kelvinbølgje.

Ei kelvinbølgje er ei løpande bølgje som vert kanalisert mellom to grenseflater eller motsette krefter (vanlegvis corioliskrafta og ei kystlinje eller ekvator). Det er to typar kelvinbølgjer, kystbølgja og ekvatorbølgja. Kelvinbølgjer er drivne av tyngdekrafta til jorda og er ikkje-dispersive, som tyder at fasefarten til bølgja for alle frekvensar er lik gruppefarten til bølgjeenergien for alle frekvensar. Dette tyder at kelvinbølgjer kan oppretthalde forma og retninga si over lange tidsperiodar. Dei vert vanlegvis danna av ei brå endring i vindretning, slik som endringa av passatvinden i starten på ei El Niño-hending.

Kystforma av kelvinbølgjene følgjer kysten og vil alltid forplante seg mot klokka på de nordlege halvkula (med kysten til høgre for bølgjeretninga) og med klokka på den sørlege halvkula.

Ekvatorforma av kelvinbølgjene forplantar seg austover på den nordlege halvkula og vestover på den sørlege, med ekvator som bølgjeleiar.

Kelvinbølgjer er kjende for å ha særs høg fart, typisk rundt 2-3 meter per sekund. Dei har bølgjelengder på fleire tusen kilometer og ein amplitude på fleire titals meter.

Rossbybølgjer
For meir om dette emnet, sjå rossbybølgje.

Rossbybølgjer eller planetære bølgjer er store, saktegårande bølgjer som vert skapt i troposfæren av temperaturskilnader mellom havet og kontinenta. Den store gjenoppretttingskrafta er endringa i corioliskrafta med breiddegraden. Amplituden på desse bølgjene er vanlegvis fleire titals meter og dei har særs lange bølgjelengder. Ein finn vanlegvis slike bølgjer på låge eller midlare breiddegrader.

Det finst to typar rossbybølgjer, barotrope og barokline. Barotrope rossbybølgjer er dei raskaste og varierer ikkje vertikalt. Barokline rossbybølgjer flyttar seg mykje saktare.

Det spesielle med rossbybølgjer er at fasefarten til kvar individuelle bølgje alltid har ein komponent vestover, men at gruppefarten kan gå i all retningar. Vanlegvis har dei kortare rossbybølgjene ein austlegretta gruppefart, medan dei lengre har ein vestlegretta.

Kjelder[endre | endre wikiteksten]

  1. 1,0 1,1 1,2 Pinet, Paul R. (1996). Invitation to Oceanography (3rd ed. ed.). St. Paul, MN: West Publishing Co.. ISBN 0763721360. 
  2. 2,0 2,1 2,2 Hamblin, W. Kenneth; Christiansen, Eric H. (1998). Earth's Dynamic Systems (8th ed. ed.). Upper Saddle River: Prentice-Hall. ISBN 0130183717. 
  3. 3,0 3,1 Marshak, Stephen (2001). Earth: Portrait of a Planet. New York: W.W. Norton & Company. ISBN 0393974235.