+ All Categories
Home > Documents > Recapitulare Seminar Oceanografie

Recapitulare Seminar Oceanografie

Date post: 21-Oct-2015
Category:
Upload: ema-bobarnac
View: 35 times
Download: 3 times
Share this document with a friend
Description:
Oceangrafie
20
1. MARGINEA CONTINENTALĂ Trecerea de la relieful continental la cel al bazinelor oceanice se face prin intermediul MARGINILOR CONTINENTALE. Prin această noţiune înţelegem relieful grefat pe crustă continentală ce racordează continentele cu bazinele oceanice prin forme de relief majore, cu profil general convex/concav, cu dimensiuni de mii de km şi cu evoluţii perceptibile în intervale de timp de ordinul milioanelor de ani. (E. Vespremeanu, 1989). Tipuri În funcţie de caracteristicile subunităţilor sale, de tectonica specifică, marginile continentale se pot clasifica în: M.C. pasive şi active. M.C. pasive au un profil aproape complet, cu subunităţi bine dezvoltate, coastele fiind larg extinse. V.C. este bine dezvoltat, iar pantele sale nu sunt foarte mari. G.C. sunt larg extinse, frecvent cu mai multe trepte. M.C. pasive nu sunt afectate de fenomene de vulcanism sau seismicitate. Se întâlnesc pe coastele atlantice americane, africane sau antarctice. M.C. active sunt suprapuse contactelor convergente dintre plăcile tectonice, cu o seismicitate ridicată, deseori însoţite de fenomene vulcanice. Unele dintre ele pot fi vechi (cele est pacifice) sau noi (dezvoltate pe arce insulare).
Transcript

1. MARGINEA CONTINENTALĂ

Trecerea de la relieful continental la cel al bazinelor oceanice se face prin intermediul MARGINILOR CONTINENTALE. Prin această noţiune înţelegem relieful grefat pe crustă continentală ce racordează continentele cu bazinele oceanice prin forme de relief majore, cu profil general convex/concav, cu dimensiuni de mii de km şi cu evoluţii perceptibile în intervale de timp de ordinul milioanelor de ani. (E. Vespremeanu, 1989).

Tipuri

În funcţie de caracteristicile subunităţilor sale, de tectonica specifică, marginile continentale se pot clasifica în: M.C. pasive şi active.

M.C. pasive au un profil aproape complet, cu subunităţi bine dezvoltate, coastele fiind larg extinse. V.C. este bine dezvoltat, iar pantele sale nu sunt foarte mari. G.C. sunt larg extinse, frecvent cu mai multe trepte. M.C. pasive nu sunt afectate de fenomene de vulcanism sau seismicitate. Se întâlnesc pe coastele atlantice americane, africane sau antarctice.

M.C. active sunt suprapuse contactelor convergente dintre plăcile tectonice, cu o seismicitate ridicată, deseori însoţite de fenomene vulcanice. Unele dintre ele pot fi vechi (cele est pacifice) sau noi (dezvoltate pe arce insulare).

Two types of continental margins exist: active margins and passive margins. Active margins form primarily along the boundaries of plates that are actively converging. Passive margins

currently exist in the middle of plates, not at plate boundaries

Componentele M.C.

Şelful continental: este o veche câmpie acoperită în prezent de apă, care are lăţimi medii globale de 65 km. Panta sa este redusă şi se extinde până la adâncimi medii de 180m.

El se termină printr-o ruptură de pantă (muchia şelfului), care face trecerea spre unitatea următoare, versantul continental. Numit impropriu povârniş, această unitate prezintă pante mai mari, între 3-60, remarcându-se ca cele mai extinse suprafeţe înclinate de pe Terra. În cadrul lor se întâlnesc canioane submerse cu energii de relief de peste 1000m. Dimensiunile canioanelor întrec de multe ori valorile celor dezvoltate pe continente. Printre cele mai cunoscute canioane amintim: canionul Monterrey, canionul Indusului etc. Scurgerile turbiditice stau la baza modelării permanente a acestora, manifestându-se prin curenţi descendenţi, încărcaţi cu sedimente de diferite dimensiuni.

V.C. coboră până la adâncimi de 3000-4000m, fâcând trecerea către câmpiile abisale prin intermediul unor forme de tranziţie, glacisurile continetale. În cadrul acestor unităţi se remarcă prezenţa conurilor abisale, cu formă generală de evantai (deep sea fan). Toate fluviile au mari conuri abisale, cel mai impresionant fiind cel al sistemului Gange-Brahmaputra. În Marea Neagră Dunărea a format conul abisal euxinic.

Coasta: formă de relief din cadrul M.C. alcătuită din câmpii costiere, câmpii litorale, front litoral şi şelf. Întregul profil al acesteia s-a aflat sub acţiunea directă a mării la un moment dat. Pe un nivel mai scăzut râurile îşi dezvoltau albiile pe şelful actual. În prezent sectoarele respective de vale sunt relicte şi acoperite de mare.

Câmpiile costiere: se dezvoltă până la altitudini de 200-300m, limita lor inferioară fiind în jur de 30m. Au aspect tabular în cea mai mare parte şi se află sub modelare subaeriană încă de la sfârşitul Pliocenului.

Câmpiile litorale: coboară de la valori de ~30m până la 2-5m. S-au format în Holocen, iar în cadrul lor putem diferenţia câmpii deltaice, lagunare etc.

Frontul litoral racordează câmpiile litorale de şelful continental. Subunităţile sale sunt: ţărmul, versantul litoral şi glacisul litoral.

Subunităţile frontului litoral

Ţărmul: formă de relief din cadrul frontului litoral, creată sub acţiunea valurilor care prezintă o morfodinamică accentuată. În cadrul său pot fi identificate cordoane dunicole de generaţii diferite, cu înălţimi ce variază în funcţie de gradul de acoperire cu vegetaţie, tipul acesteia, cantitatea de precipitaţii disponibilă, regimul eolian etc. Pe litoralul românesc altitudinea lor nu trece de 2-3m. Atunci când există o sursă considerabilă de nisip dunele pot atinge înălţimi de 20-40m (ţărmul Cape Cod-coasta atlantică a SUA), sau în cazuri excepţionale, valori de peste 200m (I. Fraser aflată pe coastele estice ale Australiei). Pe un ţărm eroziv profilul este mult simplificat, plaja putând avea lăţimi reduse (4-5m), sau poate lipsi cu desăvârşire.

2. TEMPERATURA

Considera ţ ii generale

Cantitatea de radiaţie solară absorbită de apele oceanelor variază în funcţie de latitudine (care determină înălţimea soarelui pe boltă) şi de perioada anului. Gradul de acoperire cu nori constituie un alt factor determinant. Energia primită de la soare este relativ constantă la nivelul părţii superioare a atmosferei: 0,5 cal/cmp/1 minut. După trecerea prin atmosferă, la nivelul suprafeţei pământului ajunge doar 0,25 cal/cmp/1 minut, valoare medie în 24 de ore. Această radiaţie nu este păstrată la suprafaţa apelor ci este transmisă către adâncime. Presupunând prin absurd că toată radiaţia ar rămâne stocată doar în stratul superior de 1m grosime, atunci temperatura acestora ar creşte zilnic cu 3,5 gr. C. Observaţiile zilnice la nivelul apelor de larg indică însă o variabilitate mică de la o zi la alta, rezultat al disipării căldurii către apele de adâncime ( M. Grant Gross, 1990).

Toată această radiaţie primită de la soare nu este reţinută în întregime, o serie de procese de răcire, controlând bilanţul radiativ dintre oceane şi atmosferă (evaporaţia, radiaţia reflectată etc.). Cantitatea totală de apă evaporată din oceane într-un an este echivalentă cu un strat de 1m grosime, valoare care se reântoarce sub forma precipitaţiilor şi a apei continentale. Din acest motiv se păstrează o stare generală de echilibru în timp îndelungat. Distribuţia termică la suprafaţă corespunde apelor cele mai calde în zoneloe tropicale şi subtropicale (25-30 gr. C), iar a celor mai reci în zonele polare (până la -1,7 gr.C). Diferenţieri importante sunt cauzate de

masele continentale distribuite neregulat (mai mult în Emisfera Nordică), în apropierea acestora apele fiind mai calde decât cele de larg. Circulaţia generală oceanică redistribuie temperatura la suprafaţa oceanului. Curentul Golfului (Gulf Stream) este responsabil de creşterea temperaturii apelor din Atlanticul de NE şi implicit de condiţiile climatice din Europa occidentală. Alţi curenţi reci transportă ape din regiunile polare către latitudini joase.

Temperatura medie pentru intervalul 2002-2008 pe baza imaginilor MODIS. Credits Giovanni.

Distribuţia pe verticală a temperaturii

Pe verticală apele prezintă o stratificare rezultată din procesele diferite de încălzire. Stratul superior, de amestec va fi mai cald, sub acesta extinzându-se un strat denumit termoclină. Caracteristica sa este dată de scăderea bruscă de temperatură pe o adâncime redusă. Pentru multe sectoare din ocean termoclina este aproape identică cu picnoclina. Apele de adâncime sunt omogene cu variaţii minore ale temperaturii.

3. SALINITATEA

Consideraţii generale

Variaţiile cele mai mari ale salinităţii caracterizează apele costiere, pentru cele de larg ecartul fiind mult mai redus. Fiind influenţată de aportul apelor continentale, de raportul precipitaţii/evaporaţie, salinitatea va fi însă mai omogenă în comparaţie cu temperatura. Dacă salinitatea variază între 30-37‰, temperatura are o amplitudine mai mare: -1.7…..30 gr. C.

Salinitatea medie a apelor de suprafaţă pentru anul 1998. Credits WO Atlas 1998.

Salinitatea medie a Oceanului Planetar = 35‰. Aceasta variază foarte mult: în largul oceanului avem valori de 33 - 38‰, în timp ce în apele costiere variaţiile pot fi extreme (Marea Baltică - 10‰, Marea Roşie - 42‰).

În afara Mării Moarte (330‰), valorile cele mai ridicate se înregistrează în Marea Roşie şi Golful Persic: 40-42‰. Pentru bazinul Mediteranei valorile ating 37-38‰.

Distribuţia pe verticală a salinităţii

Pe verticală se constată valori cu oscilaţii mari la suprafaţă (până la -200m), apariţia unui strat de salt numit haloclină (halos: sărat, cu ~100m grosime) şi un strat de adâncime cu valori constante (34-35‰).

4. DENSITATEA

Consideraţii generale

Densitatea apei pure este de 1.000 g/cm3 la 4 gr C. In largul oceanului, densitatea apei de mare are valori medii cuprinse între 1.022 şi 1.030 g/cm3 (depinzând de salinitate).

Temperatura, salinitatea şi presiunea influenţează densitatea apei oceanului, însă doar temperatura şi salinitatea influenţează densitatea apelor de suprafaţă.

Distribuţia pe verticală a densităţii

5. STRUCTURA APELOR OCEANICE

Apele din cadrul Oceanului Planetar prezintă o structură diferenţiată în funcţie de adâncime. Cele costiere vor avea caracteristici aparte faţă de apele din larg, generate de mai mulţi factori: temperatură, salinitate, absorbţia luminii etc. Energia solară care ajunge la suprafaţa oceanului este folosită în cea mai mare parte în procesele de evaporare. O parte din aceasta va fi înmagazinată la nivelul maselor de apă şi ulterior transformată. Ca urmare a încălzirii neuniforme, apele din oceane sunt structurate pe diferite nivele: ape de suprafaţă, picnoclina şi apele de adâncime.

Apele de suprafaţă.Deorece variabilitatea termică a acestora este mult mai mare, precum şi cea a proceselor de evaporaţie sau de aport din precipitaţii, stratul superior din oceane va fi cel mai neomogen la nivelul Terrei. Densitatea apelor este aici redusă, iar schimbul permanet la interfaţa Ocean-

Atmosferă le determină o dinamică ridicată. Valurile şi curenţii contribuie la impunerea termenului de strat de amestec pentru aceste ape de suprafaţă.

Picnoclina.pycno: densitate clina: salt sau pantă. Stratul următor corespunde unei schimbări majore la nivelul densităţii, variabilă cu creşterea adâncimii. Efectul picnoclinei este de barieră pentru mişcările verticale ale apelor, constituind fundamentul circulaţiei de suprafaţă.

Apele de adâncimeDin cauza prezenţei picnoclinei, acestea se "lovesc" ca de un plafon , fiind astfel împiedicate să se amestece rapid cu apele de suprafaţă. Singurul schimb direct cu atmosfera se produce doar în zonele polare, acolo unde apele de adâncime ies spre suprafaţă, ca urmare a absenţei picnoclinei. Temperatura medie este de 3,5 gr. C, iar omogenitatea acestor mase de apă este cea mai ridicată din întregul Ocean Planetar.

Structura apelor din ocean, pe un profil N-S. Scara este redusă, apele de adâncime coborând până la valori de 4000-600m. Credits NASA.

6. MASELE DE APĂ

Temperatura şi salinitatea determină apariţia maselor de apă. Acestea sunt volume uriaşe de apă cu aceleaşi caracteristici termo-saline. Se pot diferenţia următoarele tipuri de mase de apă:

- de suprafaţă (0-200m)- intermediare (200-1500m)

- de adâncime (1500-4000m)- de fund (peste 4000m)

Masele de apă Antarctice: coboară şelfurile antarctice, fiind foarte reci (maxim 2-3 gr. C.) şi mătură fundurile oceanice avansând dincolo de latitudinea de 40 gr. N.

Masele de apă Intermediare: se extind până la -1500m şi au temperaturi între 3-5 gr.C. cu salinitati de 34.7-35‰.

Masele de apă Atlantice de Fund: sunt legate de apele reci din spaţiul Labradorului. Temperaturi în jur de 3 gr. C. şi salinităţi de 34.9‰.

În oceane penetrează mase de apă din mediterane cu salinităţi mai ridicate. Peste pragul Gibraltarului trec ape din M. Mediterană cu salinităţi mai mari, care secţionează Atlanticul sub forma unei pene de ape sărate.

7. CURENŢII OCEANICI

Circulaţia oceanică

Circulaţia generală se produce în câteva celule uriaşe (gyres). În fiecare ocean există două sisteme specifice regiunilor subtropicale (în jur de 30 gr. lat. N/S) şi celule de dimensiuni mai mici întâlnite în regiunile oceanice subpolare (centrate pe valoarea de 50 gr. lat.).

Celulele principale ale circulaţiei oceanice.

Fiecare celulă poate fi delimitată de 4 ramuri principale: curenţi de limită vestică/estică şi curenţi care se deplasează pe direcţii est <--> vest. O altă clasificare ar presupune existenţa a 2 curenţi de larg şi a 2 curenţi de limită costieră. Mişcarea generală este una complicată de prezenţa neuniformă a uscatului în cele 2 emisfere şi de efectul Coriolis. Cauzată de mişcare de rotaţie a Pământului, această mişcare va duce la o deplasare spre dreapta (Em. N.) şi spre stânga (Em. S.) a apelor de suprafaţă.

Deplasarea unui obiect cu inflenţa efectului Coriolis, pentru cele două emisfere.

Schimbarea de direcţie va fi nulă dacă obiectul se deplasează în lungul ecuatorului şi maximă la poli. Cu cât viteza de deplasare va fi mai mare cu atât devierea spre dreapta/stanga va creşte.

Curentul Pacificului de Nord sau curenţii ecuatoriali de N şi S se deplasează cu viteze de 3-6 km/zi şi se extind până la 100-200m în adâncime. Masele de apă deplasate rămân în aceiaşi zonă climatică pentru o perioadă lungă, de câteva luni, motiv pentru care există timpul necesar echilibrării cu condiţiile locale.

Curenţii de limită vestică se deplasează în general către N (în Em. N.) şi spre S (în Em. S), transportând volume impresionante de apă. Cei mai mari curenţi din oceane apar în aceste cazuri, fiind reprezentaţi de către Gulf Stream şi Kuroshivo. Vitezele ridicate (40-120 km/zi) şi adâncimea de penetrare mai mare (1000m) fac ca aceşti curenţi să reprezinte uriaşe fluvii care se deplasează în cadrul oceanului. Vitezele mari de deplasare duc la un transfer de căldură către latitudini superioare, cu intensificări mai mari în Emisfera Nordică. Acest lucru se datorează prezenţei ridicate a suprafeţelor continentale, care complică circulaţia. Curentul Braziliei sau Curentul Australiei de Est transportă volume de apă mai reduse în comparaţie cu cei similari din Emisfera Nordică (Gulf Stream şi Kuroshivo).

Curenţii de limită estică au orientări nord-sud, viteze de 3-7 km/zi şi lăţime mai redusă ca cei vestici. Ei sunt responsabili de advecţia maselor de apă rece către latitudini joase (Curentul Californiei, Curentul Peru, Curentul Benguelei, Curentul Canarelor sau Australiei de Vest).

Curenţii orientaţi est <--> vest sunt responsabili de închiderea celulelor de circulaţie, precum şi de transferul apelor dintr-o celulă în alta. Din aceştia se desfac ramuri spre N şi S, de racordare cu marile sisteme de circulaţie.

Transportul Ekman

Vânturile dominante reprezintă principala forţă ce generează deplasarea apelor de suprafaţă. Direcţia curenţilor va fi însă diferită de cea a vântului, lucru constatat încă din Antichitate.

Fenomenul a fost explicat de către Ekman în 1902, care arată că într-o mare staţionară, omogenă, fără alte acceleraţii au loc anumite procese tipice:- sub influenţa unor vânturi dominante şi constante se constată o deplasare a apelor de suprafaţă cu 45 gr. spre dreapta, în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea sudică, ca urmare a forţei Coriolis. Viteza acestor curenţi de suprafaţă este de 2% din cea a vântului. - fiecare strat de apă pe profil vertical se va deplasa şi el spre dreapta, faţă de stratul superior- cu cât creşte adâncimea cu atât scade viteza curentului, generată de procesele de frecare existente între stratele de apă şi de vâscozitatea acesteia. Din acest motiv curenţii de vânt nu se extind la adâncimi foarte mari.- pe un profil vertical se constată o mişcare spiralată a direcţiilor de deplasare (spirala lui Ekman). La anumite adâncimi, de obicei 100m, apa se va deplasa într-o direcţie opusă faţă de cea de suprafaţă.- media direcţiilor dintr-o coloană de apă, la diferite orizonturi, va fi exprimată de un vector mediu orientat cu 90 gr. dreapta faţă de direcţia vântului (în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea Sudică). Acest vector exprimă transportul mediu de apă, numit şi transport Ekman. Orientarea vectorului este deci perpendiculară faţă de direcţia vântului.

Spirala lui Ekman

Neuniformitatea distribuţiei uscatului şi adâncimile variabile ale sectoarelor de coastă influenţează foarte mult aceste mişcări ideale. De exemplu, pentru apele costiere direcţia curentului de suprafaţă poate fi de 15 gr., în timp ce pentru apele de larg, teoretic se poate ajunge la 45 gr. Picnoclina reprezintă limita maximă de extindere a acestor curenţi generaţi de vânt.

Curenţii upwelling / downwelling

În cazul unor vânturi paralele cu ţărmul, aplicând legea lui Ekman, se ajunge la următoarea situaţie:

În Emisfera Nordică, un vânt din sud, paralel cu ţărmul, va produce o deplasare a apelor spre larg, acestea fiind ape mai calde. Ele vor fi înlocuite de ape mai reci, de adâncime, curentul apărut purtând denumirea de upwelling. Schimbarea de situaţie va duce la o acumulare a apelor spre ţărm, generând o deplasare ulterioară a lor spre adâncime (downwelling).

Fenomenul de upwelling este specific tuturor ţărmurilor vestice ale continentelor, vara ducând la apariţia ceţii (apele mai reci de adâncime, în contactul cu masele de aer cald de la suprafaţă). Adâncimea de provenienţă a acestor mase de apă poate atinge 100-200m. Venind de la o astfel de adâncime, ele sunt sărace în oxigen dizolvat, dar încărcate cu nutrienţi. Prezenţa acestora în abundenţă favorizează dezvoltarea fitoplanctonului şi implicit generează o bogată resursă piscicolă.

Curenţii geostrofici .

Vânturile dominante deplasează apele de suprafaţă către centrul bazinelor, deorece pentru apele de larg, transportul mediu net se realizează la 90 gr. faţă de direcţia vântului. Vor rezulta astfel sectoare de covergenţă, adevărate coline la suprafaţa apei, dar cu înălţimi de maxim 1-2m, pe distanţe de mii de kilometri. În oceanografie această diferenţă de nivel a apelor poartă denumirea de topografie dinamică. Apa acumulată în aceste coline are o densitate mai redusă faţă de cea din bază. Diferenţa de nivel va iprima o deplasare ulterioară din creste către zonele mai joase, mişcare influenţată ulterior de forţa Coriolis. Într-un ocean ideal, fără vâscozitate şi frecare, forţa gravitaţională acţionează în jos, fiind balansată de forţa Coriolis care acţionează spre dreapta (Emisfera Nordică), rezultând astfel un curent geostrofic. Cunoscând variaţia acestei topografii dinamice este posibilă calcularea vitezelor şi direcţiilor acestor vectori. Curenţii majori din Oceanul Planetar sunt de tip geostrofic.

Circulaţia termohalină .

Corespunde maselor de apă situate sub stratul picnoclinei. Dinamica acestora este guvernată în principal de variaţiile densităţii (aceasta la rândul ei datorată temperaturii şi salinităţii). Din acest motiv, circulaţia de adâncime mai este cunoscută şi ca circulaţie termohalină. Curenţii de

adâncime se deplasează în general pe direcţii N-S, ei trecând dintr-o emisferă în alta. Sunt astfel conectate mase de apă din ambele regiuni polare. Topografia submersă joacă un rol foarte important în trasarea acestei circulaţii. Prezenţa dorsalelor marine poate limita deplasarea unor mase reci, cu densităţi mari, care pot fi izolate în anumite sectoare. Deplasarea spre suprafaţă se face în zonele polare sau în cele de upwelling. Cu toate acestea un anumit schimb se produce şi la nivelul picnoclinei, până în prezent greu de estimat.

BIBLIOGRAFIE

Emil Vespremeanu, Oceanografie, 1989

H.V. Thurman şi A.P. Trujillo, Introductory Oceanography, 2004, 2002, 2001, 1999, 1996, Pearson Prentice Hall

A.P. Trujillo şi H.V. Thurman, Essentials of Oceanography, 2011, 2008, 2005, Pearson Prentice Hall

Gross, G., Oceanography

Ross, D., Introduction to Oceanography

R.H. Stewart, Introduction to Physical Oceanography, 2007

http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/contents.html

Regional Oceanography: an introduction

http://www.cmima.csic.es/mirror/mattom/index2.html

http://math.nyu.edu/caos_teaching/physical_oceanography/

http://www-pord.ucsd.edu/~ltalley/sio210/

http://oceanclass.blogspot.com/

http://www.coastalwiki.org/coastalwiki/Main_Page

http://www.sciencedirect.com/


Recommended