Physikalische Ozeanographie
Energie für die Ozeanzirkulation (und für die atmosphärische Zirkulation) stammt aus Sonnenstrahlung und Gravitationsenergie von Sonne und Mond. Die Menge an Sonnenlicht, die an der Oberfläche absorbiert wird, variiert stark mit dem Breitengrad und ist am Äquator größer als an den Polen, und dies erzeugt eine Flüssigkeitsbewegung sowohl in der Atmosphäre als auch im Ozean, die die Wärme vom Äquator zu den Polen umverteilt, wodurch die Temperaturgradienten verringert werden, die ohne Flüssigkeitsbewegung existieren würden. Vielleicht werden drei Viertel dieser Wärme in der Atmosphäre transportiert; Der Rest wird im Ozean transportiert.
Die Atmosphäre wird von unten erwärmt, was zu Konvektion führt, deren größter Ausdruck die Hadley-Zirkulation ist. Im Gegensatz dazu wird der Ozean von oben erwärmt, was dazu neigt, die Konvektion zu unterdrücken. Stattdessen bildet sich in Polarregionen tiefes Meerwasser, in dem kaltes Salzwasser in ziemlich begrenzten Gebieten absinkt. Dies ist der Beginn der thermohalinen Zirkulation.
Ozeanische Strömungen werden weitgehend von der Oberflächenwindbelastung angetrieben; Daher ist die großräumige atmosphärische Zirkulation wichtig, um die Ozeanzirkulation zu verstehen. Die Hadley-Zirkulation führt zu Ostwinden in den Tropen und Westwinden in mittleren Breiten. Dies führt zu einer langsamen Äquatorwärtsströmung durch den größten Teil eines subtropischen Ozeanbeckens (das Sverdrup-Gleichgewicht). Der Rückfluss erfolgt in einem intensiven, engen, polwärts verlaufenden westlichen Grenzstrom. Wie die Atmosphäre ist der Ozean viel breiter als tief, und daher ist die horizontale Bewegung im Allgemeinen viel schneller als die vertikale Bewegung. In der südlichen Hemisphäre gibt es einen durchgehenden Ozeangürtel, und daher zwingen die westlichen Winde der mittleren Breite den starken antarktischen Zirkumpolarstrom. In der nördlichen Hemisphäre verhindern die Landmassen dies und die Ozeanzirkulation wird in kleinere Wirbel in den atlantischen und pazifischen Becken gebrochen.
Coriolis-Effektbearbeiten
Der Coriolis-Effekt führt zu einer Ablenkung der Fluidströme (nach rechts in der nördlichen Hemisphäre und nach links in der südlichen Hemisphäre). Dies hat tiefgreifende Auswirkungen auf die Strömung der Ozeane. Insbesondere bedeutet dies, dass der Fluss um Hoch- und Niederdrucksysteme herum fließt, so dass sie für lange Zeiträume bestehen bleiben können. Infolgedessen können winzige Druckschwankungen messbare Ströme erzeugen. Eine Neigung von einem Teil in einer Million Meeresoberflächenhöhe führt beispielsweise zu einer Strömung von 10 cm / s in mittleren Breiten. Die Tatsache, dass der Coriolis-Effekt an den Polen am größten und am Äquator am schwächsten ist, führt zu scharfen, relativ stetigen westlichen Grenzströmungen, die an östlichen Grenzen fehlen. Siehe auch sekundäre Zirkulationseffekte.
Ekman transportEdit
Ekman Transport führt zum Nettotransport von Oberflächenwasser 90 Grad rechts vom Wind in der nördlichen Hemisphäre und 90 Grad links vom Wind in der südlichen Hemisphäre. Wenn der Wind über die Oberfläche des Ozeans weht, „packt“ er eine dünne Schicht des Oberflächenwassers. Diese dünne Wasserschicht überträgt wiederum Bewegungsenergie auf die dünne Wasserschicht darunter und so weiter. Aufgrund des Coriolis-Effekts bewegt sich die Laufrichtung der Wasserschichten jedoch langsam weiter und weiter nach rechts, wenn sie in der nördlichen Hemisphäre tiefer werden, und nach links in der südlichen Hemisphäre. In den meisten Fällen befindet sich die unterste vom Wind betroffene Wasserschicht in einer Tiefe von 100 m – 150 m und bewegt sich etwa 180 Grad, völlig entgegengesetzt zur Windrichtung. Insgesamt würde der Nettotransport von Wasser 90 Grad von der ursprünglichen Windrichtung entfernt sein.
Langmuir-Zirkulationbearbeiten
Die Langmuir-Zirkulation führt zum Auftreten dünner, sichtbarer Streifen, die als Schwaden bezeichnet werden, auf der Oberfläche des Ozeans parallel zur Windrichtung. Wenn der Wind mit mehr als 3 m s-1 weht, kann er parallele Schwaden erzeugen, die sich im Abstand von etwa 5-300 m abwechseln. Diese Schwaden werden durch benachbarte ovuläre Wasserzellen (die sich bis zu einer Tiefe von etwa 6 m (20 ft) erstrecken) erzeugt, die sich abwechselnd im Uhrzeigersinn und gegen den Uhrzeigersinn drehen. In den Konvergenzzonen sammeln sich Trümmer, Schaum und Algen an, während in den Divergenzzonen Plankton gefangen und an die Oberfläche getragen wird. Wenn sich in der Divergenzzone viel Plankton befindet, werden Fische oft angezogen, um sich von ihnen zu ernähren.
Ozean–Atmosphäre-Schnittstellebearbeiten
An der Ozean-Atmosphäre-Schnittstelle tauschen Ozean und Atmosphäre Wärme-, Feuchtigkeits- und Impulsflüsse aus.
Wärme
Die wichtigen Wärmeterme an der Oberfläche sind der fühlbare Wärmestrom, der latente Wärmestrom, die einfallende Sonnenstrahlung und das Gleichgewicht der langwelligen (Infrarot-)Strahlung. Im Allgemeinen neigen die tropischen Ozeane dazu, einen Nettogewinn an Wärme zu zeigen, und die polaren Ozeane einen Nettoverlust, das Ergebnis einer Nettoübertragung von Energie polewards in den Ozeanen.Die große Wärmekapazität der Ozeane mildert das Klima der an die Ozeane angrenzenden Gebiete und führt an solchen Orten zu einem maritimen Klima. Dies kann auf die Wärmespeicherung im Sommer und die Freisetzung im Winter zurückzuführen sein; oder von Wärmetransport von wärmeren Orten: Ein besonders bemerkenswertes Beispiel dafür ist Westeuropa, das zumindest teilweise durch die Nordatlantikdrift erwärmt wird.
Impuls
Oberflächenwinde sind in der Regel in der Größenordnung von Metern pro Sekunde; Meeresströmungen in der Größenordnung von Zentimetern pro Sekunde. Aus der Sicht der Atmosphäre kann der Ozean daher als effektiv stationär angesehen werden; Aus der Sicht des Ozeans erlegt die Atmosphäre ihrer Oberfläche eine erhebliche Windbelastung auf, die große Strömungen im Ozean erzwingt.
Durch den Windstress erzeugt der Wind Meeresoberflächenwellen; Die längeren Wellen haben eine Phasengeschwindigkeit, die zur Windgeschwindigkeit tendiert. Der Impuls der Oberflächenwinde wird von den Oberflächenwellen des Ozeans in den Energiefluss übertragen. Die erhöhte Rauheit der Meeresoberfläche verändert durch das Vorhandensein der Wellen den Wind in der Nähe der Oberfläche.
Feuchtigkeit
Der Ozean kann durch Niederschläge Feuchtigkeit gewinnen oder durch Verdunstung verlieren. Verdunstungsverlust lässt den Ozean salziger; Das Mittelmeer und der Persische Golf zum Beispiel haben einen starken Verdunstungsverlust; Die resultierende Wolke aus dichtem Salzwasser kann durch die Straße von Gibraltar in den Atlantischen Ozean zurückverfolgt werden. Zu einer Zeit glaubte man, dass Verdunstung / Niederschlag ein Haupttreiber der Meeresströmungen sei; Es ist jetzt bekannt, dass es nur ein sehr kleiner Faktor ist.
Planetenwellen
Kelvinwellen
Eine Kelvinwelle ist jede progressive Welle, die zwischen zwei Grenzen oder entgegengesetzten Kräften (normalerweise zwischen der Corioliskraft und einer Küste oder dem Äquator) kanalisiert wird. Es gibt zwei Arten, Küsten- und Äquatorialgebiete. Kelvin-Wellen sind schwerkraftgetrieben und nicht dispersiv. Dies bedeutet, dass Kelvinwellen ihre Form und Richtung über lange Zeiträume beibehalten können. Sie entstehen normalerweise durch eine plötzliche Windverschiebung, wie die Änderung der Passatwinde zu Beginn der El Niño-Southern Oscillation.
Küsten-Kelvin-Wellen folgen Küstenlinien und breiten sich in der nördlichen Hemisphäre (mit der Küstenlinie rechts von der Fahrtrichtung) immer gegen den Uhrzeigersinn und in der südlichen Hemisphäre im Uhrzeigersinn aus.
Äquatoriale Kelvinwellen breiten sich in der nördlichen und südlichen Hemisphäre nach Osten aus, wobei der Äquator als Leitfaden dient.Es ist bekannt, dass Kelvin-Wellen sehr hohe Geschwindigkeiten haben, typischerweise etwa 2-3 Meter pro Sekunde. Sie haben Wellenlängen von Tausenden von Kilometern und Amplituden in den zehn Metern.
Rossby-Wellen
Rossby-Wellen oder Planetenwellen sind riesige, langsame Wellen, die in der Troposphäre durch Temperaturunterschiede zwischen dem Ozean und den Kontinenten erzeugt werden. Ihre Hauptrückstellkraft ist die Änderung der Corioliskraft mit der Breite. Ihre Wellenamplituden liegen normalerweise im Zehn-Meter-Bereich und bei sehr großen Wellenlängen. Sie sind normalerweise in niedrigen oder mittleren Breiten zu finden.
Es gibt zwei Arten von Rossby-Wellen, barotrop und baroklin. Barotrope Rossby-Wellen haben die höchsten Geschwindigkeiten und variieren nicht vertikal. Baroklinic Rossby Wellen sind viel langsamer.
Das besondere Erkennungsmerkmal von Rossby-Wellen ist, dass die Phasengeschwindigkeit jeder einzelnen Welle immer eine westliche Komponente hat, die Gruppengeschwindigkeit jedoch in jede Richtung gehen kann. Normalerweise haben die kürzeren Rossby-Wellen eine Gruppengeschwindigkeit nach Osten und die längeren eine Gruppengeschwindigkeit nach Westen.
Klimavariabilitätbearbeiten
Die Wechselwirkung der Ozeanzirkulation, die als eine Art Wärmepumpe dient, und der biologischen Auswirkungen der wie die Konzentration von Kohlendioxid kann zu globalen Klimaveränderungen auf einer Zeitskala von Jahrzehnten führen. Bekannte Klimaschwingungen, die sich aus diesen Wechselwirkungen ergeben, umfassen die pazifische dekadische Schwingung, Nordatlantische Schwingung, und arktische Schwingung. Der ozeanische Prozess der thermohalinen Zirkulation ist ein wesentlicher Bestandteil der Wärmeumverteilung auf der ganzen Welt, und Änderungen in dieser Zirkulation können große Auswirkungen auf das Klima haben.
La Niña–El NiñoEdit
und
Antarktische Zirkumpolarwelle
Dies ist eine gekoppelte Ozean-Atmosphäre-Welle, die etwa alle acht Jahre den Südlichen Ozean umkreist. Da es sich um ein Wave-2-Phänomen handelt (es gibt zwei Spitzen und zwei Täler in einem Breitenkreis), wird an jedem festen Punkt im Raum ein Signal mit einer Periode von vier Jahren gesehen. Die Welle bewegt sich nach Osten in Richtung des antarktischen Zirkumpolarstroms.
Meeresströmungenbearbeiten
Zu den wichtigsten Meeresströmungen gehören die:
- Antarktischer Zirkumpolarstrom
- Tiefsee (dichtegetrieben)
- Westliche Grenzströmungen
- Golfstrom
- Kuroshio-Strom
- Labrador-Strom
- Oyashio-Strom
- Agulhasstrom
- Brasilien-Strom
- Ostaustralien-Strom
- Östliche Grenzströmungen
- California Current
- Canary Current
- Peru Current
- Benguela Current
Antarctic circumpolarEdit
Der Ozeankörper, der die Antarktis umgibt, ist derzeit der einzige kontinuierliche Wasserkörper, in dem es ein breites Breitenband von offenem Wasser gibt. Es verbindet den Atlantik, den Pazifik und den Indischen Ozean und bietet den vorherrschenden Westwinden eine ununterbrochene Strecke, um die Wellenamplituden signifikant zu erhöhen. Es ist allgemein anerkannt, dass diese vorherrschenden Winde in erster Linie für den zirkumpolaren Stromtransport verantwortlich sind. Es wird nun angenommen, dass dieser Strom mit der Zeit variiert, möglicherweise oszillierend.
Deep oceanEdit
In der Norwegischen See ist die Verdunstungskühlung vorherrschend, und die sinkende Wassermasse, das North Atlantic Deep Water (NADW), füllt das Becken und fließt nach Süden durch Spalten in den U-Boot-Schwellen, die Grönland, Island und Großbritannien verbinden. Es fließt dann entlang der westlichen Grenze des Atlantiks, wobei sich ein Teil der Strömung entlang des Äquators nach Osten und dann polwärts in die Ozeanbecken bewegt. Das NADW wird in den zirkumpolaren Strom mitgerissen und kann in das indische und pazifische Becken zurückverfolgt werden. Der Fluss aus dem Arktischen Ozeanbecken in den Pazifik wird jedoch durch die engen Untiefen der Beringstraße blockiert.
Siehe auch Meeresgeologie über das erforscht die Geologie des Meeresbodens einschließlich Plattentektonik, die Tiefseegräben schaffen.
Westliche Grenzebearbeiten
Ein idealisiertes subtropisches Ozeanbecken, das durch Winde gezwungen wird, die um ein Hochdruck- (Antizyklon-) System wie das Azoren-Bermuda-Hoch kreisen, entwickelt eine Wirbelzirkulation mit langsamen stetigen Strömungen in Richtung Äquator im Inneren. Wie von Henry Stommel diskutiert, Diese Flüsse sind im Bereich der westlichen Grenze ausgeglichen, wo sich ein dünner schneller Polewards-Fluss namens Western Boundary Current entwickelt. Die Strömung im realen Ozean ist komplexer, aber der Golfstrom, Agulhas und Kuroshio sind Beispiele für solche Strömungen. Sie sind schmal (etwa 100 km breit) und schnell (etwa 1,5 m / s).
Äquatorwärts gerichtete westliche Grenzströmungen treten an tropischen und polaren Orten auf, z.B. in den Ostgrönland- und Labradorströmungen, im Atlantik und im Oyashio. Sie werden durch Winde Zirkulation um Niederdruck (Zyklon) gezwungen.Der Golfstrom ist zusammen mit seiner nördlichen Ausdehnung, dem Nordatlantikstrom, eine kräftige, warme und schnelle Atlantikströmung, die ihren Ursprung im Golf von Mexiko hat, durch die Straße von Florida austritt und den Ostküsten der Vereinigten Staaten und Neufundlands im Nordosten folgt, bevor sie den Atlantik überquert.
Kuroshio
Der Kuroshio-Strom ist eine Meeresströmung, die im westlichen Pazifik vor der Ostküste Taiwans vorkommt und in nordöstlicher Richtung an Japan vorbeifließt, wo sie mit der östlichen Drift des Nordpazifikstroms verschmilzt. Es ist analog zum Golfstrom im Atlantik und transportiert warmes, tropisches Wasser nach Norden in Richtung Polarregion.