Oceaantemperatuur: bronnen, warmtebudget en distributie

Lees dit artikel om meer te weten te komen over de temperatuur van de oceanen: bronnen, warmtebudget en distributie!

De studie van de temperatuur van de oceanen is belangrijk voor het bepalen van de beweging en kenmerken van grote hoeveelheden water, het type en de verspreiding van mariene organismen op verschillende diepten van oceanen, het klimaat van kustgebieden, enz.

Drie soorten instrumenten worden gebruikt voor het registreren van oceaantemperaturen, namelijk. (i) thermometers van het standaardtype worden gebruikt om de oppervlaktetemperatuur te meten, (ii) de omkeerthermometers worden gebruikt om de temperatuur van het onderoppervlak te meten, en (iii) de thermografieken. Tegenwoordig worden de automatische zelfregistrerende instrumenten ook gebruikt in plaats van de bovengenoemde thermometers.

Bron van warmte in oceanen:

De zon is de belangrijkste energiebron voor oceanen, net als voor al het andere op deze aarde. Afgezien daarvan wordt de oceaan ook verwarmd door de innerlijke hitte van de oceaan zelf.

Het oceaanwater wordt verwarmd door drie processen:

(1) De absorptie van straling van de zon is maximaal ten opzichte van gebieden met een lage breedtegraad als gevolg van verticale instraling en een langere duur van het daglicht, terwijl deze geleidelijk afneemt in de richting van polen. Zelfs binnen dezelfde breedtegraad varieert de zonne-instraling die door de oceaan wordt ontvangen, door factoren zoals stroming en bewolking.

(2) De convectiestromen in het waterlichaam verwarmen ook het oceanische water. Omdat de temperatuur van de aarde toeneemt met toenemende diepte, wordt het oceaanwater op grote diepten sneller verwarmd dan de bovenste waterlagen in de oceaan. Dus, een convectieve oceanische circulatie op de bodemlagen van oceaanwater vindt plaats waardoor circulatie van warmte in water plaatsvindt.

(3) Kinetische energie wordt geproduceerd als gevolg van wrijving veroorzaakt door de oppervlaktewind en de getijstromen die de druk op het waterlichaam vergroten. Zo wordt het oceaanwater verwarmd.

Het oceaanwater wordt gekoeld door de onderstaande processen:

1. Weerstraling van het zeeoppervlak vindt plaats omdat de eenmaal ontvangen zonne-energie wordt gereflecteerd als lange golfstraling uit het zeewater.

2. Warmte-uitwisseling tussen de zee en de atmosfeer vindt plaats, maar alleen als het zeewater kouder of warmer is dan de atmosfeer.

3. Verdamping vindt plaats wanneer zeewater warm is, het oppervlak koud is en atmosferische stratificatie onstabiel is.

Warmtebudget van de oceanen:

Over het algemeen suggereert het warmtebudget dat de totale energievoorziening wordt gecompenseerd door het verlies van dezelfde hoeveelheid energie. Mosby zag in dat het gemiddelde jaarlijkse overschot aan bezonning tussen de evenaar (0 °) en 10 ° noorderbreedte ongeveer 0, 170 g cal / cm2 / min was, terwijl het ongeveer 0, 040 g cal / cm2 / min was. tussen 60 ° N tot 70 ° N. Dit verschil in zonoverschot verdwijnt volledig als we alle breedtegebieden in aanmerking nemen.

Verdeling van de temperatuur van oceanen:

De verdeling van de temperatuur wordt bepaald door de volgende factoren:

1. De gemiddelde dagelijkse duur van de zonnestraling en de intensiteit ervan.

2. De uitputting van energie door bezonning, reflectie, verstrooiing en absorptie.

3. Het albedo van het zeeoppervlak en de variërende aard ervan, afhankelijk van de hoek van zonnestralen.

4. De fysieke kenmerken van het zeeoppervlak, bijvoorbeeld het kookpunt van het zeewater, worden verhoogd in het geval van een hoger zoutgehalte en omgekeerd.

5. Overdracht van warmte door verdamping en condensatie.

6. Prevalente wind; het slepen van warm of koud oppervlaktewater naar respectievelijk de koude of warme plaatsen van de wereld: dit verschijnsel veroorzaakt opwelling van koud water in de stroomgordijnen van de warme oceaan en omgekeerd; de mistige toestand van het zeeoppervlak aan de noordoostkust van de VS is het gevolg van de koude wind die van land tot oceaan waait.

7. Lokale weersomstandigheden zoals cyclonen, stormen en orkanen.

8. De aanwezigheid van onderzeese rand; de temperatuur wordt beïnvloed door minder vermenging van, water aan één kant van de rand tot aan de bodem, terwijl grotere menging van water plaatsvindt aan de andere kant van de rand.

9. De vorm van de oceaan: de breed uitgestrekte zeeën in gebieden met een lage breedtegraad hebben warmer oppervlaktewater dan een in de lengterichting uitgestrekte zee; bijvoorbeeld, de breedtegraad uitgebreide Middellandse Zee registreert hogere temperaturen dan de longitudinaal uitgestrekte Golf van Californië.

Bereik van oceaantemperatuur:

De oceanen en zeeën worden verwarmd en langzamer gekoeld dan de landoppervlakken. Daarom, zelfs als de zonne-instraling maximaal is om 12 uur 's middags, is de temperatuur van het oceaanoppervlak het hoogst om 14:00 uur

Het gemiddelde dagelijkse of dagelijkse temperatuurbereik is nauwelijks 1 graad in oceanen en zeeën. De hoogste temperatuur in oppervlaktewater wordt bereikt om 2 uur 's middags en de laagste om 5 uur' s morgens. Het dagelijkse temperatuurbereik is het hoogst in oceanen als de lucht vrij is van wolken en de atmosfeer kalm is.

Het jaarlijkse temperatuurbereik wordt beïnvloed door de jaarlijkse variatie van de instraling, de aard van de zeestromingen en de heersende winden. De maximum- en minimumtemperaturen in oceanen zijn enigszins vertraagd dan die van landgebieden (het maximum is in augustus en het minimum in februari). De noordelijke Stille Oceaan en de noordelijke Atlantische Oceaan hebben een groter temperatuurbereik dan hun zuidelijke delen als gevolg van een verschil in de kracht van de heersende winden van het land en meer uitgestrekte zeestromingen in de zuidelijke delen van de oceanen.

Naast jaarlijkse en dagelijkse temperatuurbereiken zijn er ook periodieke schommelingen van de zeetemperatuur. De 11-jarige zonnevlekcyclus zorgt er bijvoorbeeld voor dat de zeetemperatuur stijgt na een periode van 11 jaar.

Zee oppervlaktetemperatuur:

De oppervlaktetemperatuur van de oceanen wordt grafisch weergegeven door isothermen. De temperatuur neemt af van de evenaar tot de polen. De hoogste temperatuur van het zeeoppervlak wordt echter niet exact op de evenaar waargenomen, maar iets ten noorden van de evenaar: dit is te wijten aan de aanwezigheid van een maximaal landoppervlak ten noorden van 0 ° breedtegraad.

De waterlichamen van het zuidelijk halfrond vertonen als geheel een hogere gemiddelde temperatuur dan die op het noordelijk halfrond, omdat het grotere aandeel van het landoppervlak op het noordelijk halfrond meer zonne-energie absorbeert dan het water. Bovendien is, vanwege de aanwezigheid van continenten op het noordelijk halfrond, de circulatie van water en het transport van warmte niet efficiënt in dit halfrond, terwijl op het zuidelijk halfrond precies het tegenovergestelde is.

Horizontale verdeling van temperatuur:

De horizontale temperatuurverdeling wordt weergegeven door isotherme lijnen, dat wil zeggen lijnen die samenkomen op plaatsen met dezelfde temperatuur. De isothermen van het zeeoppervlak in februari onthullen voor de Atlantische Oceaan dat de isotherme lijnen zich op geringe afstand van elkaar bevinden in het zuiden van Newfoundland, nabij de westkust van Europa en de Noordzee en dat isothermen zich verwijden om een ​​uitstulping naar het noorden te maken nabij de kust van Newfoundland. Noorwegen.

De oorzaak van dit fenomeen ligt in de koude Labrador-stroom die zuidwaarts langs de Noord-Amerikaanse kust stroomt, waardoor de temperatuur van de regio scherper wordt verlaagd dan op andere plaatsen op dezelfde breedtegraad; tegelijkertijd gaat de warme golfstroom naar de westkust van Europa en stijgt de temperatuur van de westkust van Europa.

In het zuidwestelijke deel van de Atlantische Oceaan zwellen isothermen naar het zuidwesten vanwege de warme Braziliaanse stroom, maar in het oostelijk deel van de zuidelijke Atlantische Oceaan buigen isothermen zich naar het noordwesten vanwege de Benguela-stroom. Verder naar het zuiden zijn isothermen parallel vanwege de constant heersende westwindafwijking.

De verdeling van de temperatuur in het noorden en de zuid-Atlantische Oceaan is niet symmetrisch. Bijvoorbeeld, in Noord-Atlantische Oceaan raakt 5 ° C isotherme 70 ° N-breedtegraad terwijl in de zuidelijke helft van de Atlantische Oceaan het nooit 50 ° S breedtegraad kruist omdat de warme Golfstroom krachtiger is en het reikt tot veel hogere breedtegraad dan het koude Brazilië stroom. Bovendien is er een aanzienlijk verschil tussen de oostelijke en westelijke delen van de Atlantische Oceaan. In het westelijke deel nabij de kust van Labrador wordt een temperatuur van 0 ° C gemeten, maar de temperatuur aan de westkust van Europa ligt tussen 9 ° en 13 ° C.

In de marginale zeeën varieert de temperatuur als gevolg van de breedtegraad en locatie, bijv. De Middellandse Zee registreert hogere temperaturen dan de naburige Atlantische Oceaan, maar de Oostzee en de Hudson Bay zijn kouder dan de Atlantische Oceaan.

In de noordelijke helft van de Stille Oceaan zijn isothermen en breedtegraden bijna parallel, maar aan de kust van Noord-Amerika buigen isothermen enigszins noordwaarts onder invloed van de warme Kuroshio-stroming en langs de kust van Japan liggen isothermen dicht bij elkaar vanwege de koude Oyashio stroom.

In het equatoriale gebied van het westelijke deel van de Stille Oceaan worden hoge temperaturen geregistreerd als de warme equatoriale stroom naar het zuiden stroomt. In het oostelijke deel van de Stille Oceaan heersen lage temperaturen door de invloed van de koude Perustroom. In de zuidelijke Pacific maken isothermen kleine lussen vanwege de warme Peru- of Humboldt-stroom.

In de Indische Oceaan nemen de isothermen van 25 ° C, 27 ° C en 28 ° C de centrale locatie van de oceaan in. Naar het zuiden wordt er geen verschil waargenomen met de Stille Oceaan, omdat de isothermen ruwweg de parallellen volgen, behalve een kleine loop in de buurt van Kaap de Goede Hoop vanwege de koude Agulhas-stroming. De isothermen buigen zuidwaarts langs de kust van Noord-Afrika vanwege een koude stroom die zuidwestwaarts stroomt vanaf Cape Guardafui.

Dezelfde isotherm buigt naar het noorden in de Arabische Zee wanneer deze het Indiase schiereiland binnengaat, maar in de Golf van Bengalen buigt het naar het zuiden vanwege het effect van moessonafwijking. De ingesloten waterlichamen zoals de Rode Zee hebben een hogere temperatuur naar het zuiden toe te schrijven aan het mengsel van open oceaanwater. De Perzische Golf registreert lagere temperaturen dan de Indische Oceaan onder invloed van koude landoppervlakte.

De conditie in augustus verschilt aanzienlijk van die van isothermische omstandigheden in februari. In de Atlantische Oceaan smelt het ijs in de Arctische zee, wat resulteert in een noordelijke lus van alle isothermen in de Davis Strait. De scherpe noordelijke bochten van isothermen aan de Noorse kust zijn in augustus afwezig. Gemiddeld verschuiven de isothermen in de noordelijke Atlantische Oceaan in augustus naar het noorden. De zuidelijke Pacific toont isotherme lijnen en breedtegraden parallel geplaatst. Naar het westen toe is de aangrenzende oceaan van Australië-Azië getuige van een temperatuur tot 28 ° C, terwijl de westelijk stromende equatoriale stroom warm water naar de westelijke Stille Oceaan trekt.

In de Indische Oceaan wordt het hoogste oppervlak van 28 ° C gemeten over de Arabische Zee en de Golf van Bengalen. In augustus vertonen de ingesloten zeeën, zoals de Rode Zee en de Perzische Golf, een hogere temperatuur (30 ° tot 33 ° C) dan de open oceaan vanwege hun contact met warme landgebieden.

Verticale verdeling van temperatuur:

Er is een geleidelijke afname van de temperatuur bij toenemende daling. Normaal wordt 90 procent van de zonnewarmte geabsorbeerd in de bovenste 15, 6 m (60 voet) water. De zeewatertemperatuur komt slechts overeen met de oppervlaktetemperatuur tot een diepte van ongeveer 100 m, en bij verdere daling neemt de temperatuur in het algemeen af.

In tropische oceanen en zeeën zijn van onder tot boven drie lagen te herkennen. De eerste laag is ongeveer 500 m dik met een temperatuur variërend tussen 20 ° en 25 ° C. In de breedtegebieden wordt deze toplaag alleen in de zomer aangetroffen. De thermodine laag bevindt zich net onder de eerste laag. Het wordt gekenmerkt door een snelle afname van de temperatuur met toenemende diepte. De derde laag is erg koud en strekt zich uit naar de oceaanbodem.

In tegenstelling tot de tropische oceanen wordt in poolgebieden slechts één laag koud water geïdentificeerd. Het strekt zich uit van het oppervlak naar de bodem.

Naarmate de temperatuur daalt in water met toenemende afstamming, hebben sommige wetenschappers de oceanen verdeeld in twee brede zones: (i) een fotische of eufotische zone die zich uitstrekt van het bovenste oppervlak tot 200 m; de photische zone krijgt voldoende solaire zoninstraling; en (ii) een aphotische zone die zich uitstrekt van 200 m tot de bodem van de oceaan; deze zone ontvangt geen adequate zonnestraling.

Hieronder volgen de karakteristieke kenmerken van de verticale temperatuurverdeling van de zee:

1. Hoewel de temperatuur afneemt met toenemende diepte tot ongeveer 2000 m, wordt de temperatuur daaronder bijna stil. Zelfs op tropische breedtegraden is de temperatuur zelden hoger dan 4, 4 ° C op ongeveer 1524 m lager; het neemt af van 1, 7 ° C tot 0 ° C op ongeveer 4267 meter.

2. De snelheid van temperatuurdaling met diepte is groter op de evenaar dan op de polen: de oppervlaktetemperatuur is hoger in lage breedtegraden, terwijl de dieptetemperatuur bijna hetzelfde blijft op zowel hoge als lage breedtegraden.

3. De oppervlaktetemperatuur en de neerwaartse afname ervan worden beïnvloed door het opwellen van bodemwater. In gebieden met opgestookt koud water is de verticale daling van de temperatuur minder dan in andere regio's die niet worden beïnvloed door opwelling, zelfs op lage breedtegraden. Zulke omstandigheden worden waargenomen aan de Afrikaanse en Californische kusten.

4. In sommige gevallen zinkt het dichte oppervlaktewater als gevolg van convergentie met een dichte bodemlaag of tussenlaag. Dus, koud water zinkt en beweegt zich naar warmere lagere breedtegraden. In dit proces wordt de snelheid van temperatuurdaling beïnvloed op lagere breedtegraden. In koude Arctische en Antarctische gebieden wordt het zinken van koud water en de beweging naar lagere breedtegraden waargenomen.

5. In equatoriale gebieden vertoont het oppervlaktewater soms een lagere temperatuur en zoutgehalte als gevolg van hoge regenval, terwijl de lagen eronder hogere temperaturen hebben.

6. De ingesloten zeeën in zowel de lagere als de hogere breedtegraden registreren aan de onderkant hogere temperaturen; de factoren achter dit fenomeen verschillen echter van ingesloten zeeën met hoge breedtes tot ingesloten zeeën met lage breedtegraden.

De ingesloten zeeën van lage breedtegraden, zoals de Saragassozee, de Rode Zee en de Middellandse Zee, hebben hoge bodemtemperaturen vanwege de hoge instraling gedurende het hele jaar en minder vermenging van de warme en koude wateren. In deze ingesloten zeeën wordt de vrije menging van water gecontroleerd vanwege hun schotelvormige bodem en ondiep water op de onderrug.

In het geval van de hoge breedtegraad ingesloten zeeën, zijn de onderste waterlagen warmer daar water met een iets hoger zoutgehalte en temperatuur zich als een ondergrondstroom verplaatst van de oceaan. Daarom is een omkering van de temperatuur met diepte gebruikelijk.

7. De aanwezigheid van onderzeese barrières kan leiden tot verschillende temperatuuromstandigheden aan de twee zijden van de barrière. In de Straat van Bab-el-Mandeb heeft de onderzeese barrière bijvoorbeeld een hoogte van ongeveer 366 m. Als gevolg hiervan is de temperatuur van het oppervlaktewater in de Rode Zee voor de warmste maand 29, 4 ° C, terwijl bij een diepte van 800 vadem de 21, 1 ° C is. Aan de andere kant van de barrière is de temperatuur bij 800 vadem in de Indische Oceaan ongeveer 2, 8 ° C.

IJsvorming in de zee:

De vorming van ijs in de Noordpool en de Antarctische Oceanen beïnvloedt de temperatuur van de oceaan in grote mate.

Het ijs is afkomstig van de volgende bronnen:

(i) Het rivierijs oefent een belangrijke invloed uit op het continentale plat van Siberië en Amerika.

(ii) Sneeuwval over land wordt elk jaar uiteindelijk gestort om veldijs te vormen. IJsijs wordt gevormd wanneer veldijs in stukken wordt gebroken. Ovalsen worden verder gebroken om pakijs te vormen. IJsbergen zijn grote ijsmassa's die op de zee drijven nadat ze van hun plaats van herkomst zijn opgesplitst.

IJsvorming in gebieden met hoge breedtegraden resulteert in koude zeestromingen die vloeien uit gebieden met een hoge breedtegraad, zoals Labrador Current, Oyashio Current, Peru Current, Benguela Current, West Australian current etc. De koude zeestromingen ontmoeten warme stromingen om cycloon en mistig weer te produceren.

Bovendien stromen de koude stromen als ondergrondse zeestromingen naar lagere breedtegebieden met als gevolg opwelling van zeestromingen. De opwelling van de stroom van de Canarische Eilanden langs de westkust van de Britse eilanden en Scandinavië resulteert bijvoorbeeld in een overvloedige groei van plankton (voedsel van vissen) formatie. Dus vis is een belangrijk product van deze regio.