Oceanografia fizyczna
energia dla cyrkulacji oceanicznej (i dla cyrkulacji atmosferycznej) pochodzi od promieniowania słonecznego i energii grawitacyjnej ze słońca i Księżyca. Ilość światła słonecznego pochłoniętego na powierzchni zmienia się silnie wraz z szerokością geograficzną, będąc większą na równiku niż na biegunach, a to powoduje ruch płynu zarówno w atmosferze, jak i oceanie, który działa w celu redystrybucji ciepła z równika w kierunku biegunów, zmniejszając w ten sposób gradienty temperatury, które istniałyby w przypadku braku ruchu płynu. Być może trzy czwarte tego ciepła jest przenoszone w atmosferze, reszta jest przenoszona w oceanie.
atmosfera jest ogrzewana od dołu, co prowadzi do konwekcji, której największym wyrazem jest cyrkulacja Hadleya. Natomiast ocean jest ogrzewany z góry, co ma tendencję do tłumienia konwekcji. Zamiast tego w rejonach polarnych powstają głębokie wody oceaniczne, gdzie zimne słone wody opadają w dość ograniczonych obszarach. To początek krążenia termohalinowego.
prądy oceaniczne są w dużej mierze napędzane przez naprężenia wiatru powierzchniowego; dlatego cyrkulacja atmosferyczna na dużą skalę jest ważna dla zrozumienia cyrkulacji oceanicznej. Cyrkulacja Hadley prowadzi do wschodnich wiatrów w tropikach i Westerlies w średnich szerokościach geograficznych. Prowadzi to do powolnego przepływu równika przez większość subtropikalnego basenu oceanicznego (równowaga Sverdrupa). Przepływ powrotny występuje w intensywnym, wąskim, polewowym zachodnim nurcie granicznym. Podobnie jak atmosfera, ocean jest znacznie szerszy niż głęboki, a zatem ruch poziomy jest na ogół znacznie szybszy niż ruch pionowy. Na półkuli południowej znajduje się ciągły pas oceanu, a tym samym Środkowa szerokość geograficzna wymusza silny Antarktyczny prąd okołobiegunowy. Na półkuli północnej uniemożliwiają to masy lądowe, a cyrkulacja oceaniczna rozbija się na mniejsze wiry w dorzeczach Atlantyku i Pacyfiku.
efekt Coriolisaedytuj
efekt Coriolisa powoduje odchylenie przepływu płynu (w prawo na półkuli północnej i w lewo na półkuli południowej). Ma to ogromny wpływ na przepływ oceanów. W szczególności oznacza to przepływ wokół systemów wysokiego i niskiego ciśnienia, co pozwala im utrzymywać się przez długi czas. W rezultacie niewielkie zmiany ciśnienia mogą powodować wymierne prądy. Na przykład nachylenie jednej części na milion wysokości powierzchni morza spowoduje prąd 10 cm / s na średnich szerokościach geograficznych. Fakt, że efekt Coriolisa jest największy na biegunach i słaby na równiku, powoduje ostre, stosunkowo stabilne Zachodnie prądy graniczne, których nie ma na wschodnich granicach. Zobacz także wtórne efekty krążenia.
Ekman transportEdit
Ekman transport skutkuje transportem netto wód powierzchniowych 90 stopni na prawo od wiatru na półkuli północnej i 90 stopni na lewo od wiatru na półkuli południowej. Gdy wiatr wieje po powierzchni oceanu, „chwyta” cienką warstwę wód powierzchniowych. Z kolei ów cienki arkusz wody przenosi energię ruchu na znajdującą się pod nim cienką warstwę wody, itd. Jednak ze względu na efekt Coriolisa kierunek przemieszczania się warstw wody powoli przesuwa się coraz dalej w prawo, gdy stają się głębsze na półkuli północnej, a na półkuli południowej w lewo. W większości przypadków sama dolna warstwa wody dotknięta wiatrem znajduje się na głębokości 100 m – 150 m i porusza się o około 180 stopni, całkowicie odwrotnie do kierunku, w którym wieje wiatr. Ogólnie rzecz biorąc, transport netto wody byłby o 90 stopni od pierwotnego kierunku wiatru.
obieg Langmuiruedytuj
obieg Langmuiru powoduje występowanie na powierzchni oceanu cienkich, widocznych pasków, zwanych pryzmami, równoległych do kierunku, w którym wieje wiatr. Jeśli wiatr wieje z prędkością większą niż 3 m s−1, może tworzyć równoległe wiatry naprzemiennie podnoszące się i opadające w odległości około 5-300 m. Te pryzmy są tworzone przez sąsiadujące jajowate komórki wodne (rozciągające się do około 6 m (20 stóp) głębokości) naprzemiennie obracające się zgodnie z ruchem wskazówek zegara i przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. W strefach konwergencji gromadzi się gruz, Piana i wodorosty, podczas gdy w strefach dywergencji plankton jest łapany i przenoszony na powierzchnię. Jeśli w strefie dywergencji jest wiele planktonów, ryby są często przyciągane, aby się nimi pożywić.
interfejs Ocean–atmosfera
w interfejsie ocean-atmosfera, ocean i atmosfera wymiana strumieni ciepła, wilgoci i pędu.
ciepło
ważne warunki cieplne na powierzchni to strumień ciepła sensownego, strumień ciepła utajonego, przychodzące promieniowanie słoneczne i równowaga promieniowania długofalowego (podczerwonego). Ogólnie rzecz biorąc, oceany tropikalne mają tendencję do wykazywania zysku netto ciepła, a oceany polarne stratą netto, wynikającą z transferu netto energii w oceanach.
duża pojemność cieplna oceanów łagodzi klimat obszarów przyległych do oceanów, co prowadzi do klimatu morskiego w takich miejscach. Może to być wynikiem magazynowania ciepła w lecie i uwalniania w zimie; lub transportu ciepła z cieplejszych miejsc: szczególnie godnym uwagi przykładem jest Europa Zachodnia, która jest ogrzewana przynajmniej częściowo przez dryf Północnoatlantycki.
pęd
wiatry powierzchniowe mają zwykle rzędu metrów na sekundę; prądy oceaniczne rzędu centymetrów na sekundę. Stąd z punktu widzenia atmosfery ocean można uznać za skutecznie stacjonarny; z punktu widzenia Oceanu atmosfera narzuca znaczne obciążenie wiatrem na jego powierzchnię, a to wymusza duże prądy w oceanie.
poprzez naprężenie wiatrem, wiatr generuje fale powierzchniowe Oceanu; dłuższe fale mają prędkość fazową zmierzającą do prędkości wiatru. Pęd wiatrów powierzchniowych jest przenoszony na strumień energii przez fale powierzchniowe Oceanu. Zwiększona chropowatość powierzchni oceanu, przez obecność fal, zmienia Wiatr w pobliżu powierzchni.
wilgoć
ocean może uzyskać wilgoć z opadów deszczu lub stracić ją przez parowanie. Utrata par pozostawia ocean bardziej słony; na przykład Morze Śródziemne i Zatoka Perska mają silną utratę par; powstały pióropusz gęstej słonej wody może być śledzony przez Cieśniny Gibraltarskie do Oceanu Atlantyckiego. Kiedyś uważano, że parowanie / opady były głównym czynnikiem napędzającym prądy oceaniczne; obecnie wiadomo, że jest to tylko bardzo niewielki czynnik.
fale Planetarneedytuj
fale Kelvina
fala kelvina to każda fala postępowa, która jest kierowana między dwiema granicami lub przeciwstawnymi siłami (zwykle między siłą Coriolisa a linią brzegową lub równikiem). Istnieją dwa typy, przybrzeżne i równikowe. Fale Kelvina są napędzane grawitacyjnie i niedyspersyjne. Oznacza to, że fale Kelvina mogą zachować swój kształt i kierunek przez długi czas. Są one zwykle tworzone przez nagłe zmiany wiatru, takie jak zmiana wiatrów na początku oscylacji El Niño-Południe.
przybrzeżne fale Kelvina podążają wzdłuż linii brzegowej i zawsze będą się propagować w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej (z linią brzegową na prawo od kierunku podróży) i zgodnie z ruchem wskazówek zegara na półkuli południowej.
równikowe fale Kelvina rozprzestrzeniają się na wschód na półkuli północnej i Południowej, używając równika jako przewodnika.
fale Kelvina są znane z bardzo dużych prędkości, zwykle około 2-3 metrów na sekundę. Mają długości fal tysięcy kilometrów i amplitudy w dziesiątkach metrów.
fale Rossby 'ego
fale Rossby ’ ego, czyli fale planetarne to ogromne, powolne fale generowane w troposferze przez różnice temperatur między oceanem a kontynentami. Ich główną siłą przywracającą jest zmiana siły Coriolisa z szerokością geograficzną. Ich amplitudy fal są zwykle w dziesiątkach metrów i bardzo dużych długościach fal. Zwykle znajdują się na niskich lub średnich szerokościach geograficznych.
istnieją dwa rodzaje fal Rossby ’ ego, barotropowe i barokliniowe. Barotropowe fale Rossby ’ ego mają największe prędkości i nie zmieniają się w pionie. Barokliniowe fale Rossby ’ ego są znacznie wolniejsze.
szczególną cechą charakterystyczną fal Rossby ’ ego jest to, że prędkość fazowa każdej pojedynczej fali ma zawsze składową na zachód, ale prędkość grupy może być w dowolnym kierunku. Zwykle krótsze fale Rossby ’ ego mają prędkość grupową na wschód, a dłuższe mają prędkość grupową na zachód.
zmienność Klimatycznaedytuj
interakcja cyrkulacji oceanicznej, która służy jako rodzaj pompa ciepła i efekty biologiczne, takie jak stężenie dwutlenku węgla, mogą powodować globalne zmiany klimatu w skali dziesięcioleci. Znane oscylacje klimatyczne wynikające z tych interakcji obejmują oscylację dekadalną Pacyfiku, oscylację Północnoatlantycką i oscylację Arktyczną. Oceaniczny proces cyrkulacji termohalinowej jest istotnym składnikiem redystrybucji ciepła na całym świecie, a zmiany w tej cyrkulacji mogą mieć znaczący wpływ na klimat.
La Niña–El NiñoEdit
i
antarktyczna fala okołobiegunowaedit
jest to sprzężona fala Oceanu / atmosfery, która okrąża Ocean Południowy co około osiem lat. Ponieważ jest to zjawisko fali-2 (istnieją dwa piki i dwa koryta w okręgu szerokości geograficznej) w każdym stałym punkcie w przestrzeni widzi się sygnał o okresie czterech lat. Fala przesuwa się na wschód w kierunku Antarktycznego Prądu Okołobiegunowego.
prądy Oceaniczneedytuj
do najważniejszych prądów oceanicznych należą:
- Antarktyczny prąd okołobiegunowy
- głęboki ocean (napędzany gęstością)
- Zachodnie prądy graniczne
- Gulf Stream
- prąd Kuroshio
- prąd labradora
- prąd Oyashio
- prąd Agulhasa
- prąd Brazylii
- prąd Australii Wschodniej
- prądy granicy wschodniej
- prąd Kalifornijski
- prąd kanarkowy
- prąd Peru
- prąd Benguela
cyrkulacja Antarktyczna
ciało oceaniczne otaczające Antarktydę jest obecnie jedynym ciągłym zbiornikiem wodnym, w którym znajduje się szerokie pasmo otwartej wody. Łączy Atlantyk, Pacyfik i Oceany Indyjskie i zapewnia nieprzerwany odcinek dla przeważających wiatrów zachodnich, aby znacznie zwiększyć amplitudy fal. Powszechnie przyjmuje się, że te przeważające wiatry są przede wszystkim odpowiedzialne za transport prądu okołobiegunowego. Obecnie uważa się, że prąd ten zmienia się w czasie, być może w sposób oscylacyjny.
głęboka oceaniaedit
w Morzu Norweskim dominuje chłodzenie parowe, a tonąca masa wody, głęboka woda Północnoatlantycka (nadw), wypełnia basen i rozlewa się na południe przez szczeliny w parapetach okrętów podwodnych, które łączą Grenlandię, Islandię i Wielką Brytanię. Następnie płynie wzdłuż zachodniej granicy Atlantyku, a część przepływu przesuwa się na wschód wzdłuż równika, a następnie wpada do basenów oceanicznych. NADW jest wciągnięty w prąd okołobiegunowy i można go prześledzić w dorzeczach Indii i Pacyfiku. Przepływ z basenu Oceanu Arktycznego do Pacyfiku jest jednak zablokowany przez wąskie płycizny Cieśniny Beringa.
Zobacz również geologię morską, która bada geologię dna oceanu, w tym tektonikę płyt, które tworzą głębokie rowy oceaniczne.
zachodnia granica
wyidealizowany subtropikalny basen oceaniczny wymuszony wiatrami krążącymi wokół systemów wysokiego ciśnienia (antycyklonicznych), takich jak Wyżyna Azorsko-bermudzka, rozwija cyrkulację wirową z wolnymi, stałymi przepływami w kierunku równika we wnętrzu. Jak omówił Henry Stommel, przepływy te są zrównoważone w rejonie zachodniej granicy, gdzie rozwija się cienki szybki przepływ polewards zwany zachodnim prądem granicznym. Przepływ w prawdziwym oceanie jest bardziej złożony, ale przykładem takich prądów są Prąd Zatokowy, Agulhas i Kuroshio. Są wąskie (około 100 km średnicy) i szybkie (około 1,5 m/s).
Zachodnie prądy graniczne występują w miejscach tropikalnych i polarnych, np. we wschodniej Grenlandii i prądy Labradorowe, w Atlantyku i Oyashio. Są one wymuszane przez wiatr krążący wokół niskiego ciśnienia (Cykloniczny).
Gulf stream
Gulf Stream, wraz z jego północnym przedłużeniem, prądem Północnoatlantyckim, jest silnym, ciepłym i szybkim prądem Oceanu Atlantyckiego, który pochodzi z Zatoki Meksykańskiej, wychodzi przez Cieśninę Florydy i podąża za wschodnimi wybrzeżami Stanów Zjednoczonych i Nowej Fundlandii na północny wschód przed przekroczeniem Oceanu Atlantyckiego.
Kuroshio
prąd Kuroshio to prąd oceaniczny występujący w zachodnim Oceanie Spokojnym u wschodnich wybrzeży Tajwanu i płynący na północny wschód obok Japonii, gdzie łączy się ze wschodnim dryfem Prądu Północnego Pacyfiku. Jest analogiczny do strumienia zatokowego na Oceanie Atlantyckim, transportującego ciepłą, tropikalną wodę na północ w kierunku regionu polarnego.