Oqeanografia fizike

Bathimetria oqeanike botërore

Oqeanografia fizike është studimi i kushteve fizike dhe proçeseve fizike brenda oqeanit, veçanërisht lëvizjet dhe vetitë fizike të ujërave oqeanike.

Oqeanografia fizike është një nga degët në të cilat ndahet oqeanografia. Të tjerat përfshijnë oqeanografinë biologjike, kimike dhe gjeologjike.

Oqeanografia fizike mund të ndahet në oqeanografi fizike përshkruese dhe dinamike.

Oqeanografia fizike përshkruese hulumton oqeanin nëpërmjet vrojtimeve dhe modeleve numerike komplekse, që përshkruajnë lëvizjen e lëngjeve sa më saktë të jetë e mundur.

Oqeanografia fizike dinamike përqëndrohet më së pari në proçeset që sundojnë lëvizjen e lëngjeve me theksin te kërkimet teorike dhe modelet numerike. Ato janë pjesë të fushës më të gjerë të dinamikës fluide gjeofizike (Geophysical Fluid Dynamics, GFD), që ndahet bashkë me meteorologjinë. GFD është një nëndegë e dinamikës fluide, që përshkruan rrjedhjet që zhvillohen në shkallët hapsinore dhe kohore, duke qenë tepër të ndikuara nga forca e Koriolit.

Të dhëna fizike

Pamje perspektive e shtratit detar të Oqeanit Atlantik dhe Detit të Karaibeve. Shtrati detar i purpurtë në qendër të pamjes është Trasheja e Portorikos.

Afërsisht 97% e ujit të Tokës ndodhet në oqeane, të cilatë janë burimi i shumicës dërrmuese të ujit të avulluar që kondensohet në atmosferë dhe bie si shi ose si borë mbi kontinente. Kapaciteti i jashtë-zakonshëm ngrohës i oqeaneve e zbut klimën e planetit dhe përthithja nga ai i gazeve të ndryshme prek përbërjen e atmosferës. Ndikimi oqeanik shtrihet madje në kompozimin e shkëmbinjve vullkanikë përmes metamorfizmit të shtratit detar, ashtu dhe atë të gazeve dhe magmës vullkanike të krijuar në zonat nënvendosëse.

Nga niveli i detit, oqeanet janë shumë më të thellë sesa kontinentet janë të lartë; Shqyrtimi i lakores hipsografike të Tokës tregon se lartësia mesatare e masave tokësore është vetëm 840 m (2,760 ft), ndërsa thellësia mesatare oqeanike është 3,800 m (12,500 ft). Megjithatë kjo mospërputhje është e madhe, si për tokën ashtu dhe për detin, ekstremet përkatëse siç janë malet dhe trashetë oqeanike janë të rralla.

Sipërfaqja, volumi plus thellësitë minimale dhe maksimale të oqeaneve (përjashtuar detet e afërt)

Masa	Sipërfaqja (106km2)	Volumi (106km3)	Thellësia minimale (m)	Th. Maksimale (m)
Oqeani Paqësor	165.2	707.6	4282	-11033
Oqeani Atlantik	82.4	323.6	3926	-8605
Oqeani Indian	73.4	291.0	3963	-8047
Oqeani Jugor	20.3			-7235
Oqeani Arktik	14.1		1038
Deti i Karaibeve	2.8			-7686

Temperaturat mesatare sipërfaqësore nga Atlasi Botëror Oqeanik

Temperatura, kripësia dhe dendësia

Duke qenë se shumica dërrmuese e volumit oqeanik janë ujëra të thella, temperatura minimale e ujit të detit është e ulët; afërsisht 75% e volumit oqeanik ka një temperaturë nga 0° – 5 °C. E njëjta përqindje i përket një game kripësie midis 34 dhe 35 ppt (3.4–3.5%). Ka prapë pak variacion, gjithësesi. Temperaturat sipërfaqësore variojnë nga poshtë ngrirjes afër poleve deri në 35 °C në detet e kufizuara tropikale, ndërsa kripësia mund të variojë nga 10 deri në 41 ppt (1.0–4.1%).

Struktura vertikale e temperaturave mund të ndahet në tre shteza bazë, një zonë e shtresës së përzier, ku nivelet janë të ulta, një zonë termokline, ku nivelet janë të larta dhe një zonë honike jo shumë i shtresëzuar.

Në këndvështrimin e temperaturës, shtresat oqeanike janë tepër të varura nga gjerësitë; zona termokline është e theksuar në tropikë, por mos-ekzistente në ujërat polare. Zona halokline zakonisht qëndron afër sipërfaqes, ku avullimi e ngre kripësinë në tropike, ose uji i shkrirë tretet në rajonet polare. Këto variacione të kripësisë dhe temperaturës me thellësinë ndryshojnë dendësinë e ujit të detit, duke krijuar zona piknokline.

Temperatura

Temperatura e ujit oqeanik varion në mënyrë domethënëse përgjatë rajoneve dhe thellësive të ndryshme. Siç u përmend, shumica dërrmuese e ujit oqeanik (rreth 75%) gjendet midis 0° dhe 5°C, kryesisht në oqeanin e thellë, ku drita e diellit nuk depërton. Shtresat sipërfaqësore, megjithatë, kanë shumë më tepër variacion. Në rajonet polare, temperaturat sipërfaqësore mund të zbresin poshtë ngrirjes, ndërsa në rajonet tropikale dhe nën-tropikale, ato mund të arrijnë deri në 35°C. Ky shtresëzim termal rezulton në një shkallë vertikale temperaturash që e ndajnë oqeanin në shtresa të veçanta.

1. Shtresa e Përzier Sipërfaqësore: Kjo është shtresa më e lartë, e mirë-përzier si pasojë e veprimit të erës dhe të valëve, duke rezultuar në variacion minimal temperaturash me thellësinë. Trashësia e kësaj shtrese varion në varësi të vendit dhe stinës, por mund të shtrihet nga 50 deri në 200 metra.
2. Shtresa Termokline: Poshtë shtresës së përzier qëndron shtresa termokline, një zonë ku temperatura ulet me shpejtësi me rritjen e thellësisë. Shtresa termokline është veçanërisht e theksuar në rajonet tropikale dhe të mesme, por mungon në ujërat polare, ku edhe temperaturat sipërfaqësore arrijnë nivelin e ngrirjes. Thellësia dhe mprehtësia e shtresës termokline mund të ndryshoi me ndryshimet stinore dhe rrymat oqeanike, duke luajtur një rol kritik në rregullimin e shkëmbimit të nxehtësisë midis oqeanit dhe atmosferës.

Kripësia sipërfaqësore nga Atlasi Botëror Oqeanik

1. Zona Honike: Poshtë shtresës termokline është oqeni i thellë ose zona honike, ku temperaturat qëndrojnë relativisht të njëtrajtshme, duke u luhatur pak mbi atë të ngrirjes (0°-3°C). Këto ujëra të ftohta, të dendura vijnë nga rajonet polare, ku uji sipërfaqësor ftohet, zhytet dhe përhapet drejtë ekuatorit përgjatë shtratit oqeanik, duke formuar sistemin e qarkullimit të thellë oqeanik.

Kripësia

Kripshmëria, matja e përqëndrimit të kripës së tretur në ujin e detit, tipikisht varion midis 34 dhe 35 pjesë për mijë (parts per thousand, ppt) në shumicën e oqeaneve. Megjithatë, faktorë vendorë si avullimi, reshjet, derdhjet lumore dhe formimi ose shkrirja e akullit shkakton variacione të rëndësishme në kripësi. Këto variacione shpesh janë më të dukshme në zonat bregdetare dhe detet margjinale.

1. Kripësia Sipërfaqësore: Në oqeanin e hapur, kripshmëria përgjithësisht është më e lartë në rajonet subtropikale, ku mbizotëron niveli i lartë i avullimit dhe më e ulët në rajonet me reshje të larta dhe fluksi hyrës i ujit të ëmbël është i lartë nga lumentë, si grykëderdhjet e Amazonës dhe Kongos. Detet tropikale dhe subtropikale, si Deti i Kuq dhe Mesdheu, mund të kenë kripësi deri në 40-41 ppt si rrjedhojë e avullimit intensiv dhe shkëmbimit të kufizuar të ujit me oqeanin e hapur.
2. Shtresa Halokline: Shtresa halokline është një shtresë brenda oqeanit, ku kripësia ndryshon nxitimthi me thellësinë. Ky shtresëzim mund të ndikohet nga proçeset sipërfaqësore si avullimi (që rrit kripësinë) dhe futja e ujit të ëmbël (që e ulë atë). Zona halokline shpesh përputhet me atë termokline, veçanërisht në rajonet tropikale dhe subtropikale, duke kontribuar në qëndrueshmërinë e përgjithshme të kolonës ujore.
3. Rajonet Polare: Në zonat polare, kripësia sipërfaqësore përgjithësisht është e ulët si rrjedhojë e futjes së ujit të ëmbël nga shkrirja e akullit. Gjatë formimit të akullit detar, megjithatë, refuzimi i kripës e rrit kripësinë e ujërave përreth, duke kontribuar në fundosjen e masave të dendura ujore dhe formimin e rrymave të thella oqeanike, që drejtojnë modelet e qarkullimit rruzullor.

Kripa në oqeane vjen nga rrjedhjet burimet tokësore ashtu dhe nga burimet hidrotermale. Llogaritet se kripësia e oqeaneve ishte më e madhe në të kaluarën e largët sesa tani.

Dendësia sipërfaqësore nga Atlasi Botëror Oqeanik

Dendësa dhe shtresa piknokline

Kombinimi i variacioneve të temperaturave dhe kripësisë çojnë në ndryshime në dendësinë e ujit të detit. Dendësia e ujit të detit është së pari e ndikuar nga të dy këta faktorë—uji më i ftohtë, më i kripur është më i dendur sesa uji më ngrohtë, i ëmbël. Ky variacion krijon shtresëzime në oqean dhe është kyçi për të kuptuar modelet e qarkullimit oqeanik.

1. Shtresa Piknokline: Zona piknokline është një shtresë brenda oqeanit, ku dendësia rritet me shpejtësi me rritjen e thellësisë. Ajo në mënyrë tipike përputhet me shtresat termokline dhe halokline në ujërat tropikale dhe subtropikale, duke formuar një kufi të fortë midis ujërave më pak të dendura sipërfaqësore dhe ujërave më të dendura të thellësisë oqeanike. Ky shtresëzim dendësor vepron si një pengesë për përzierjen vertikale, duke e kufizuar shkëmbimin e nxehtësisë, gazeve dhe ushqyesve midis sipërfaqes dhe shtresave të thella oqeanike.
2. Qarkullimi Termohalin: Dallimet në dendësi çojnë në qarkullimin termohalin, të njohur edhe si "brezi global i transportit", që luan një rol thelbësor në rregullimin e klimës tokësore. Uji i ftohtë dhe i dendur, i formuar në rajonet polare fundoset dhe zhvendoset përgjatë shtratit oqeanik drejtë ekuatorit, ndërsa ujërat më të ngrohta sipërfaqësore rrjedhin drejtë poleve për ta zëvendësuar atë. Ky qarkullim rruzullor ndihmon në rishpërndarjen e nxehtësisë dhe ruajtjen e ekuilibrit dinamik oqeanik.
3. Variacionet Rajonale: Në zonat e ngjitjes ose zbritjes, struktura e dendësisë së kolonës ujore mund të prishet. Ngjitja sjellë ujë më të ftohtë, të pasur me ushqyes në sipërfaqe, ndërsa zbritja shtyn ujërat më të ngrohta sipërfaqësore në thellësi më të mëdha, duke ndikuar eksosistemet vendore dhe klimën globale.

Kuptimi i ndërveprimeve komplekse midis temperaturës, kripësisë dhe dendësisë është thelbësore për parashimikin e modeleve të qarkullimit oqeanik, efektet e ndryshimeve klimatike dhe shëndetit të ekosistemeve detare. Këta faktorë ndikojnë edhe jetën detare, pasi shumë specie janë të ndjeshme ndaj variacioneve specifike të temperaturave dhe kripësisë së habitateve të tyre.

Qarkullimi

Qarkullimi termohalin i shtytur nga dendësia

Artikulli kryesor: Rryma oqeanike

Energjia për qarkullimin oqeanik (dhe për qarkullimin atmosferik) vjen nga rrezatimi diellor dhe energjia gravitacionale nga Dielli dhe Hëna. Sasia e dritës diellore që përthithet në sipërfaqe varion fuqishëm sipas gjerësive gjeografike, duke qenë në pjesën më të madhe në ekuator, sesa në pole, gjë që gjeneron lëvizjen fluide si në atmosferë ashtu dhe në oqeane, që vepron për të rishpërndarë nxehtësinë nga ekuatori drejtë poleve, duke e reduktuar kështu nivelet e temperaturave që do të ishin në mungesë të lëvizjes fluide. Ndoshta tre të katërtat e kësaj nxehtësie bartet në atmosferë; pjesa tjetër bartet në oqeane.

Atmosfera nxehet nga poshtë, që çon në konvencionin që shprehja më e madhe e së cilës është qarkullimi Hadley. Në dallim, oqeanet ngrohen nga lartë, që priret ta pengoi konvencionin. Në vend të kësaj uji i oqeanit të thellë formohet në rajonet polare, ku uji i ftohtë dhe i kripur fundoset në zona mjaft të kufizuara. Ky është fillimi i qarkullimit termohalin.

Rrymat oqeanike janë më së shumti të shtyra nga trysnia sipërfaqësore e erërave; kështu, qarkullimi në shkallë të gjerë atmosferik, është i rëndësishëm për të kuptuar qarkullimin oqeanik. Qarkullimi Hadley çon në erërat lindore në tropikë dhe erërat perëndimore në gjerësitë e mesme. Kjo çon në rrjedhjen e ngadaltë drejtë ekuatorit përgjatë shumicës së një baseni oqeanik subtropikal (balanca Sverdrup). Rrjedhja e kthimit ndodh në një rrymë kufitare perëndimore intensive, të ngushtë, në drejtim të poleve. Si atmosfera, oqeani është shumë më i gjerë sesa i thellë dhe kështu lëvizja horizontale është një përgjithësi shumë më e shpejtë sesa lëvizja vertikale. Në hemisferën jugore ka një brez të vazhdueshëm oqeanik dhe në këtë mënyrë erërat perëndimor me gjerësi të mesme shkaktojnë Rrymën Cirkumpolare Antarktike. Në hemisferën veriore masat tokësore e pengojnë këtë dhe qarkullimi oqeanik prishet në gjira apo vorbulla më të vogla në basenet Paqësore dhe Atlantike.

Efekti Korioli

Forca e Koriolit rezulton në një devijim të rrjedhjes së fluideve (në të djathtë në hemisferën veriore dhe në të majtë në hemisferën jugore). Kjo ka ndikime të thella në rrjedhjet oqeanike. Në veçanti kjo do të thotë se rrjedhja shkon rrotull sistemeve me trysni të lartë dhe të ulët, duke u lejuar atyre të vijojnë për periudha të gjata kohore. Si rrjedhojë, variacione të vogla në trysni mund të prodhojnë rryma të matshme. Një pjerrësi e një pjese në një milion në lartësinë e sipërfaqes detare, për shembull, do të shkaktojë një rrymë prej 10 cm/s në gjerësitë mesatare. Fakti se efekti Koriolis është më i madh në pole dhe më i dobët në ekuator në rrymat e mprehta kufitare perëndimore, relativisht të qëndrueshme, që mungojnë në kufijtë lindorë. Gjithashtu duhet parë edhe efektet e qarkullimit dytësor.

Transporti Ekman

Transporti Ekman rezulton në transportin neto të sipërfaqes ujore 90 gradë në të djathtë të erës në hemisferën veriore dhe 90 gradë në të majtë të erës në hemisferën jugore. Pasi era fryn përgjatë sipërfaqes oqeanike, ajo "rrëmben" një shtresë të hollë të sipërfaqes ujore. Nga ana tjetër, ajo sipërfaqe e hollë uji transporton energji lëvizjeje te shtresa e hollë ujit nën të, dhe kështu në vijim. Megjithatë, për shkak të efektit Korioli, drejtimi i udhëtimit të shtresave të ujit zhvendoset ngadalë gjithmonë e më tej në të djathtë pasi ato marrin më thellë në hemisferën veriore dhe në të majtë në hemisferën jugore. Në shumicën e rasteve, shtresa më e fundit e ujit e prekur nga era ndodhet në një thellësi prej 100– 150 metrash, duke udhëtuar rreth 180 gradë, tërësisht në drejtim të kundërt me drejtimin që era fryn. Në tërësi, transporti neto i ujit do të jetë 90 gradë nga drejtimi origjinal i erës.

Qarkullimi Langmuir

Qarkullimi Langmuir rezulton në zhvillimin e fashave të holla, të dukshme, të quajtura radhë ere në sipërfaqen oqeanike paralele me drejtimin e fryrjes së erës. Nëse erë fryn më shumë se 3 m s⁻¹, ajo mund të krijojë rreshta paralele, duke alternuar ngjitjen dhe zbritjen rreth 5–300 m largë. Këto radhë krijohen nga qelat ovulare të ujit (duke u shtrirë rreth 6 m (20 ft) thellë) duke alternuar rrotullimin në drejtim orar dhe kundërorar. Në zonat e konvergjencës grumbullohen mbeturina, shkumë dhe alga deti, ndërsa në zonat e divergjencës planktonet mbërthehen dhe nxiren në sipërfaqe. Nëse ka shumë planktone në zonën e divergjencës, peshqit shpesh tërhiqen për tu ushqyer me to.

Uragani Isabel, në lindje të Bahamave më 15 shtator 2003

Ndërlidhja oqean–atmosferë

Në ndërlidhjen oqean-atmosferë, oqeani dhe atmosfera shkëmbejnë flukse nxehtësie, lagështie dhe vrulli.

Nxehtësia

Kufijtë e rëndësishëm të nxehtësisë në sipërfaqe janë të ndjeshëm ndaj fluksit të nxehtësisë, fluksi i fjetur i nxehtësisë, duke hyrë rrezet e diellit i baraspeshojnë rrezatimin me valë të gjata (rrezet infra të kuqe). Në përgjithësi, oqeanet tropikale priren të tregojnë një marrje nxehtësie neto, ndërsa oqeanet polare një humbje neto, rezultatet e një transferimi neto energjie drejtë poleve në oqeane.

Kapaciteti i madh termik i oqeaneve zbut klimën e zonave pranë tyre, duke çuar në një klimë detare në këto vende. Kjo mund të jetë rrjedhojë e një depozitimi të nxehtësisë në verë dhe çlirimit të saj në dimër; ose e transportit të nxehtësisë nga vendet më të ngrohta: një shembull veçanërisht i shquar i kësaj është Evropa Perëndimore, që ngrohet të paktën pjesërisht nga devijimi veri-atlantik.

Vrulli

Erërat sipërfaqësore priren të jenë të rendit metra për sekondë; rrymat oqeanike në rendin centimetra për sekondë. Kështu që nga këndvështrimi atmosferik, oqeani mund të konsiderohet efektivisht stacionar; nga këndvështrimi oqeanik, atmosfera imponon një trysni domethënëse ere në sipërfaqen e tij dhe kjo shkakton rryma në shkallë të gjerë në oqean.

Nëpërmjet trysnisë eolike, era prodhon valët sipërfaqësore oqeanike; valët më të gjata kanë një shpejtësi fazore që priret drejtë shpejtësisë së erës. Vrulli i erërave sipërfaqësore transferohet në fluks energjie nga valët sipërfaqësore oqenike. Fortësia e rritur sipërfaqësore e oqeanit, nga prania e valëve, e ndryshon erën afër sipërfaqes.

Lagështia

Oqeani mund të marrë lagështi nga reshjet, ose ta humbasë atë nëpërmjet avullimit. Humbjet avullore e lënë oqeanin më të kripur; Mesdheu dhe Gjiri Persik për shembull, kanë humbje të mëdha avulluese; turbullira rezultuese e ujit të dendur të kripur mund të gjurmohet përmes Ngushticës së Gjibraltarit në Oqeanin Atlantik. Në një kohë, besohej se avullimi/reshjet ishin një shtytës kryesor i rrymave oqeanike; tani dihet se është vetëm një faktor shumë i vogël.

Valët planetare

Valët Kelvin

Një valë Kelvin është çdo valë progresive që kanalizohet midis dy kufijve ose forcave kundërvepruese (zakonisht midis Frocës së Koriolit dhe një vije bregdetare ose ekuatorit). Janë dy llojesh, bregdetare dhe ekuatoriale. Valët Kelvin shtyhen nga graviteti dhe mos-shpërndarja. Kjo do të thotë se valët Kelvin mund të mbajnë formën dhe drejtimin e tyre përgjatë periudhave të gjata kohore. Ato zakonisht krijohen nga një devijim i papritur i erës, si ndryshimi i pasateve në fillim të Oshilacionit Jugor-El Niño.

Valët bregdetare Kelvin ndjekin vijat bregdetare dhe gjithmonë përhapen në një drejtim kundërorar në hemisferën veriore (me vijën bregdetare në të djathtë të drejtimit të udhëtimit) dhe orar në hemisferën jugore.

Valët ekuatoriale Kelvin përhapen në lindje në hemisferat veriore dhe jugore, duke përdorur ekuatorin si pikë referimi.

Valët Kelvin njihen për shpejtësi shumë të larta, tipikisht rreth 2–3 metra për sekondë. Ato kanë gjatësi valësh prej mijëra kilometrash dhe amplituda prej dhjetra metrash.

Valët Rossby

Valët Rossby, ose valët planetare janë valë të stërmëdha, të ngadalta të prodhuara në troposferë nga diferencat e temperaturave midis oqeanit dhe kontinenteve. Forca e tyre kryesore restaurues është ndryshimi në Forcën Koriolis sipas gjerësisë. Amplitudat e valëve të tyre zakonisht janë në dhjetëra metra dhe gjatësi valësh shumë të mëdha. Ato zakonisht gjenden në gjerësi të ulta ose të mesme.

Janë dy lloje valësh Rossby, barotropike dhe baroklinike. Valët barotropike Rossby kanë shpejtësi më të mëdha dhe nuk variojnë vertikalisht. Ndërsa valët baroklinike Rossby janë shumë më të ngadalta.

Veçoria speciale identifikuese e valëve Rossby është se shpejtësia e fazës së secilës valë individuale gjithmonë ka një komponent me drejtim perëndimor, por shpejtësia në grup mund të jetë në çdo drejtim. Zakonisht valët më të shkurtëra Rossby kanë një shpejtësi grupi me drejtim lindor dhe më të gjatat kanë një shpejtësi grupi me drejtim perëndimor.

Hartë e dhjetorit 1997 e anomalisë së temperaturave [°C] sipërfaqësore gjatë El Niño-s së fundit të fuqishëm

Variacioni klimatik

Ndërveprimi i qarkullimit oqeanik, që shërben si një lloj pompe nxehtësie dhe efekteve biologjike si përqëndrimi i dioksidi i karbonit mund të rezultojnë në global ndryshime globale klimatike në një periudhë kohore prej dekadash. Variacionet e njohura klimatike që rezultojnë nga këto ndërveprime, përfshijnë oshilacionet dhjetëvjeçare të Paqësorit, oshilacionet e Atlantiku Verior dhe oshilacionet e Arktikut. Proçeset oqeanike të qarkullimit termohalin janë një komponent domethënës i rishpërndarjes së nxehtësisë përgjatë rruzullit dhe ndryshimet në këtë qarkullim mund të kenë ndikime madhore klimatike.

Vala rrethpolare antarktike

Kjo kombinohet me valën oqean / atmosferë, që qarkon Oqeanin Jugor rreth çdo tetë vjetë. Meqë ajo është një valë me dukuri dyshe (janë dy pike dhe dy minimume në një rreth gjerësie) në secilën pikë të fiksuar në hapsirë, shihet një sinjal me një periudhë prej katër vjetësh. Vala përhapet drejtë lindjes në drejtim të rrymës cirkumpolare antarktike.

Rrymat oqeanike

Midis rrymave më të rëndësishme oqeanike janë:

• Rryma cirkumpolare antarktike
• Qarkullimi i thellë oqeanik (i shtyrë nga dendësia)
• Rrymat kufitare perëndimore
  • Rryma e Golfit
  • Rryma e Kuroshios
  • Rryma e Labradorit
  • Rryma e Ojashios
  • Rryma Agulhas
  • Rryma e Brazilit
  • Rryma lindore e Australisë
• Rrymat kufitare lindore
  • Rryma e Kalifornisë
  • Rryma e Kanarieve
  • Rryma e Perusë
  • Rryma Benguela

Rryma rrethpolare antarktike

Masa oqeanike që rrethon Antarktidën tashmë është masa e vetme e pandërprerë ujore, ku ka një fashë të gjerë gjerësish të ujërave të hapura. Ajo ndërlidhet me Oqeanin Atlantik, Paqësor dhe Indian, duke mundësuar një shtrirje të pandërprerë për erërat mbizotëruese perëndimore ta rrisin në mënyrë domethënëse amplitudën e valëve të tyre. Përgjithësisht pranohet se këto erëra mbizotëruese janë më së pari përgjegjëse për transportin e rrymës rrethpolare. Kjo rrymë tani mendohet se varion me kohën, me gjasa me mënyrën e oshilacioneve.

Rryma e thellë oqeanike

Në Detin Norvegjez ftohja avulluese është mbizotëruese, ndërsa fundosja e masës ujore, Ujërat e Thella të Atlantikut Verior (North Atlantic Deep Water, NADW), e mbush basenin dhe derdhet drejtë jugut nëpërmjet çarjeve në mbulesën nëndetare që lidh Groenlandën, Islandën dhe Britaninë. Ato pastaj rrjedhin përgjatë kufirit perëndimor të Atlanikut me disa pjesëtë rrjedhjes që lëvizin drejtë lindjes përgjatë ekuatorit dhe pastaj në drejtim të poleve në basenet oqeanike. NADW përfshihet në rrymën rrethpolare dhe mund të gjurmohet në basenet Indiane dhe Paqësore. Rrjedhja nga baseni i Oqeanit Arktik në Paqësor, megjithatë, bllokohet nga cektinat e ngushta të Ngushticës së Beringut.

Gjeologjia detare eksploron gjeologjinë e shtratit oqeanik duke përfshirë pllakat tektonike që krijojnë transhetë e thella oqeanike.

Rryma kufitare perëndimore

Një basen i idealizuar subtropikal i detyruar nga erërat të vijë vërdallë një sistemi trysnie të lartë (anticiklonik) si Azoret-Bermuda zhvillojnë një vorbull të shpejtë qarkullimi me rrjedhje të ngadaltë dhe të qëndrueshme drejtë ekuatorit në brendësi. Siç diskutohet nga Henry Stommel, këto rrjedhje baraspeshohen në rajonin e kufirit perëndimor, ku zhvillohet një rrjedhë e hollë dhe e shpejtë drejtë poleve e quajtur rryma kufitare perëndimore. Rrjedhja në oqeanin e njëmendët është më komplekse, por Rryma e Golfit, Agulhas dhe Kuroshio janë shembuj të rrymave të tilla. Ato janë shumë të ngushta (afërsisht 100 km) dhe të shpejta (afërsisht 1.5 m/s).

Rrymat kufitare perëndimore në drejtim të ekuatorit ndodhin në zonat tropikale dhe polare, p.sh. rrymat e Groenlandës Lindore dhe Labradorit, në Atlantik dhe Ojashio. Ato detyrohen nga erërat të qarkullojnë përreth trysnisë së ulët (ciklonike).

Rryma e Golfit

Rryma e Golfit, bashkë me zgjatimin e saj verior, rrymën e Atlantikut Verior, është një rrymë e fuqishme, e ngrohtë dhe e shpejtë e Oqeanit Atlantik që nis në Gjirin e Meksikës, del nëpërmjet Ngushticës së Floridës dhe ndjek vijën bregdetare lindore të Shteteve të Bashkuara dhe Njufaundlandin deri në verilindje para se ta kalojë Oqeanin Atlantik.

Rryma Kuroshio

Rryma Kuroshio është një rrymë oqeanike e gjendur në perëndim të Oqeanit Paqësor pranë bregut lindor të Tajvanit duke rrjedhur drejtë veri-perëndimit duke kaluar Japoninë, ku bashkohet me devijimin lindor të rrymës së Paqësorit Verior. Është analoge me rrymën e Golfit në Oqeanin Atlantik, që transporton ujëra të ngrohta tropikale në drejtim të veriut drejtë rajonit polar.

Fluksi termik

Depozitimi termik

Fluksi termik oqeanik është një sistem turbulent dhe kompleks që përdor teknika matjeje atmosferike si bashkë-variancën e turbullirave për të caktuar nivelin e transferimit të nxehtësisë, të shprehur në njësi ose në petavatë. Fluksi i nxehtësisë është rrjedhja e energjisë për njësi sipërfaqeje për njësi kohore. Shumica depozitës termike të Tokës ndodhet brendaq oqeaneve, me pjesë të vogla të transferimit të të nxehtësisë në proçese si avullimi, rrezatimi, përhapja, ose përthithja në shtratin detar. Shumica e fluksit termik oqeanik zhvillohet nëpërmjet adveksionit ose qarkullimit të rrymave oqeanike. Për shembull, qarkullimi i shumicës së ujit të ngrohtë në Atlantikun Jugor mendohet se vjen nga Oqeani Indian. Një tjetër shembull i advencionit është nxehja jo-ekuatoriale Paqësore, e cila rezulton nga proçeset nën-sipërfaqësore të lidhura me antiklinat atmosferike. Vrojtimet e fundit të ngrohjes ës ujit fundor Antarktik në Oqeanin Jugor është problem për shkencëtarët oqeanikë, pasi ndryshimet e ujit fundor do të ndikojnë rrymat, ushqyesit dhe biotën gjetiu. Vëmenjda ndërkombëtare e ngrohjes globale ka përqëndruar hulumtimet shkencore mbi këtë çështje që nga krijimi i vitit 1988 të Panelit Ndërkombëtar mbi Ndryshimet Klimatike (Intergovernmental Panel on Climate Change). Vëzhgime të përmirësuara oqeanike, instrumentimi, teoria dhe financimi e ka rritur raportimin shkencor mbi shqetësimet globale dhe rajonale të lidhura me nxehtësin.

Ndryshimi i nivelit detar

Niveli i baticave dhe altimetria satelitore sugjerojnë një rritje të nivelit të detit prej 1.5–3 mm/vit përgjatë 100 viteve të fundit.

Paneli Ndërqeveritar mbi Ndryshimet Klimatike parashikon se gjatë viteve 2081–2100, ngrohja globale do të çoi në rritjen e nivelit të detit prej 260 deri në 820 mm.

Gjiri Fundy është një gji i vendosur në bregun e Atlantikut të Amerikës Veriore, në skajin veri-lindor të Gjirit të Meinit, midis provincave të New Brunswick-ut dhe Skocisë së Re.

Variacione të shpejta

Baticat

Ngritja dhe rënia e oqeaneve për shkak të efekteve baticore është një ndikim kyç mbi zonat bregdetare. Baticat oqeanike në Tokë krijohen nga efektet gravitacionale të Diellit dhe hënës. Baticat e prodhuara nga këto dy trupa qiellorë janë pak a shumë të krahasueshme në magnitudë, por lëvizja orbitale e Hënës rezulton në modele baticore që variojnë përgjatë një muaji.

Batica dhe rrjedhja e baticave prodhojnë një rrymë ciklike përgjatë bregdetit dhe forca e kësaj rryme mund të jetë mjaft dramatike përgjaë grykëderdhjeve të ngushta. Ardhja e baticës mund të prodhoi një valë baticore përgjatë një lumi ose gjiri të ngushtë, pasi uji rrjedh kundër rrymës, duke rezultuar në një valë mbi sipërfaqe.

Libri Tide and Current (Carol Araki Wyban - 1992) ilustron qartësisht ndikimin e këtyre cikleve natyrore mbi mënyrën dhe jetesën e havajanëve vendas, që ngrenë pellgje peshqish bregdetare. Aia ke ola ka hana që do të thotë jeta është në punë.

Rezonanca baticore ndodh në Gjirin Fundy, pasi koha që merr, që një valë e madhe të udhëtojë nga gryka e gjirit deri në skajin e kundërt, pastaj pasqyrohet dhe udhëton mbrapa drejtë grykës së gjirit duke koinçiduar me ritmit baticor që prodhon baticat më të mëdha në botë.

Pasi batica sipërfaqësore oshilon mbi topografinë, si malet ose kurrizet nën-ujore, ajo gjeneron valë të brendshme në frekuencën baticore, që njihen si batica të brendshme.

Cunamit

Artikulli kryesor: Cunami

Një seri valësh sipërfaqësore mund të gjenerohen për shkak të zhvendosjes në shkallë të gjerë të ujit të oqeanit. Këto mund të shkaktohen nga rrëshkitje toke nën det, deformime të shtratit detar për shkak të tërmeteve, ose ndikimi i një meteoriti të madh.

Valët mund të udhëtojnë me një shpejtësi deri mbi qindra kilometra në orë përgjatë sipërfaqes oqeanike, por në mesin e oqeanit ato janë të dallueshme thjeshtë me gjëtësitë e valëve që shtrihen qindra kilometra.

Cunamit, fillimisht të quajtura valë baticore, u riemërtuan për shkak se ato nuk lidhen me baticat. Ato konsiderohen si valë të ujërave të cekta, ose valë në ujë me një thellësi më pak se 1/20 e gjatësisë së valëve të tyre. Cunamit kanë periudha shumë të mëdha, shpejtësi të larta dhe lartësi të madhe valësh.

Ndikimi parësor i këtyre valëve është përgjatë vijës bregdetare, pasi sasi të mëdha uji të oqeanit shtyhen në mënyrë ciklike drejtë tokës dhe pastaj tërhiqen drejtë detit. Kjo mund të shkaktojë modifikime domethënëse në rajonet bregdetae, ku valët godasin me energji të mjaftueshme.

Cunami që ndodhi në Gjirin Lituja, në Alaska më 9 korrik 1958 ishte 520 m (1,710 ft) i lartë duke qenë cunami më i madh i matur ndonjëherë, pothuajse 90 m (300 ft) më i lartë sesa Willis Tower në Çikago dhe rreth 110 m (360 ft) më i lartë sesa ish World Trade Center (1973–2001) në Nju Jork.

Valët sipërfaqësore

Artikulli kryesor: Valët e detit

Era prodhon valë sipërfaqësore oqeanike, të cilat kanë një ndikim të madh në strukturat bregdetare, anijet, erozionin bregdetar dhe sedimentimin, ashtu dhe te limanet. Pas gjenerimit të tyre nga era, valët sipërfaqësore oqeanike mund të udhëtojnë (si fryrje) përgjatë largësive të mëdha.

Shiko edhe

• Kimia detare
• Acidifikimi i oqeanit
• Biologjia detare
• Ndryshimet klimatike
• Oqeanografia biologjike
• Ciklet biogjeokimike detare
• Kalçifikimi biogjenik detar
• Cikli karbonik detar
• Ç'oksigjenimi oqeanik
• Gjeologjia detare

Bibliografia

• Gill, Adrian E. (1982). Atmosphere-Ocean Dynamics (në anglisht). San Diego: Academic Press. ISBN 0-12-283520-4.
• Hamblin, W. Kenneth; Eric H. Christiansen (1998). Earth's Dynamic Systems (në anglisht) (bot. 8-të). Upper Saddle River: Prentice-Hall. ISBN 0-13-018371-7.
• Macdonald, Alison M. (1995). Oceanic fluxes of mass, heat, and freshwater: a global estimate and perspective (Thesis). WHOI Theses (në anglisht). Falmouth, Mass.: Massachusetts Institute of Technology and the Woods Hole Oceanographic Institution. fq. 12. doi:10.1575/1912/5620. hdl:1912/5620.
• Marshak, Stephen (2001). Earth: Portrait of a Planet (në anglisht). Nju Jork: W. W. Norton & Company. ISBN 0-393-97423-5.
• Maury, Matthew F. (1855). The Physical Geography of the Seas and Its Meteorology (në anglisht).
• W. Munk; C. Wunsch (1998). Abyssal recipes II: energetics of tidal and wind mixing. Deep-Sea Research Part I (në anglisht). Vëll. 45. fq. 1977–2010.
• Pinet, Paul R. (1996). Invitation to Oceanography (në anglisht) (bot. i 3-të). St. Paul, MN: West Publishing Co. ISBN 0-7637-2136-0.
• R. M. Samelson (2011). The Theory of Large-Scale Ocean Circulation (në anglisht). Kembrixh: Cambridge University Press. doi:10.1017/CBO9780511736605.
• Stocker, Thomas F. (2013). Technical Summary In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (në anglisht). Kembrixh: Cambridge University Press. fq. 90.
• Stewart, Robert H. (2007). Introduction to Physical Oceanography (PDF) (në anglisht). College Station: Texas A&M University. OCLC 169907785. Arkivuar nga origjinali (PDF) më 29 mars 2016.
• Su, Jingzhi; Li, Tim; Zhang, Renhe (2014). "The Initiation and Developing Mechanisms of Central Pacific El Niños". Journal of Climate (në anglisht). 27 (12): 4473–4485. Bibcode:2014JCli...27.4473S. doi:10.1175/JCLI-D-13-00640.1.
• D. Lynne Talley; L. George Pickard; J. William Emery; James H. Swift (2011). Descriptive physical oceanography: an introduction (në anglisht). Academic Press. ISBN 978-075064552-2. OCLC 784140610.
• Talley, Lynne D. (vjeshtë 2013). "Reading-Advection, transports, budgets". SIO 210: Introduction to Physical Oceanography (në anglisht). San Diego: Scripps Institute of Oceanography. University of California San Diego.
• Wyban, Carol Araki (1992). Tide and Current: Fishponds of Hawaiʻi (në anglisht). Honolulu: University of Hawaiʻi Press. ISBN 0-8248-1396-0.

Lidhje të jashtme

• Way, John H. "Hypsographic curve" (në anglisht). Arkivuar nga origjinali më 30 mars 2007.
• NASA Oceanography
• Ocean Motion and Surface Currents
• Ocean World (digital book)
• National Oceanographic and Atmospheric Administration
• University-National Oceanographic Laboratory System
• Pacific Disaster Center
• Pacific Tsunami Museum Hilo, Hawaii
• Science of Tsunami Hazards Arkivuar 7 shkurt 2006 tek Wayback Machine (revistë)
• NEMO academic software for oceanography
• [1] History of Salinity Determination