Merefüüsika

Allikas: Vikipeedia
Geofüüsika jagunemine

Merefüüsika ehk füüsikaline okeanograafia on okeanograafia haru, mis keskendub ookeanide ja merede füüsikalise seisundi ja dünaamika uurimisele. Merefüüsika on ka geofüüsika haru.

Nõukogude Liidus omistati mõistetele okeanoloogia ja okeanograafia teistsugused tähendused. Okeanoloogia hõlmas neli teadussuunda: merebioloogia, geoloogia, geokeemia ja geofüüsika; okeanograafia hõlmas merefüüsika ja merekeemia. [1]

Merefüüsika olulisimad uurimisobjektid on lained ja hoovused. Olulised on veel stratifikatsioon, merevee tihedus, soolsus, temperatuur ja looded. [1]

Lisaks sellele, et merevee uuringud aitavad mõista veekogus toimuvaid protsesse ja füüsikalisi omadusi, on uuringutel praktiline tähtsus. Näiteks aitavad lainetuse ja hoovuste uurimisel saadud andmed plaanida sadamate ehitust; temperatuuri, soolsuse ja stratifikatsiooni uuringud aitavad mõista muutusi ökosüsteemis. Merevesi sisaldab ka palju keemilisi elemente ja ühendeid, mida inimene oma tarbeks on kasutusele võtnud (näiteks meresool). [2]

Eestis tegelevad okeanograafiaalase uurimistööga järgmised asutused:

Merevee soolsus[muuda | redigeeri lähteteksti]

Definitsioon[muuda | redigeeri lähteteksti]

Soolsus (tähis S) näitab merevees lahustunud mineraalsoolade hulka grammides ühe kilogrammi vee kohta (tähis g/kg või ‰) [4]. Praktikas ei saa selle definitsiooni järgi väga täpselt tegutseda, kuna lahustunud materjali hulka merevees täpselt määrata on keeruline. Näiteks võivad vee aurustumise lõpustaadiumides kaduma minna kloriidid, mis on samuti mineraalsoolad. [5]

Teise definitsiooni järgi on soolsus ühes kilogrammis merevees lahustunud kogu tahke materjali hulk, kui karbonaadid on muudetud oksiidideks, broom ja jood asendatud klooriga ning kogu orgaaniline materjal on oksüdeeritud. Mõiste võeti vastu Rahvusvahelise Mereuurimise Nõukogu poolt (inglise keeles International Council for the Exploration of the Sea, ICES). [6]

Soolsust saab arvutada valemiga S = 1,80655 Cl, milles kasutatakse ära seda, et kõige levinumad merevees lahustunud ioonid kloriidiioonid moodustavad merevee kogu soolsusest konstantse osa. [1]

Mineraalsoolad merevees[muuda | redigeeri lähteteksti]

Merevee teevad soolaseks temas lahustunud mineraalsoolad. Suurima osakaaluga on neist naatriumkloriid (NaCl), mis moodustab soolade üldmassist 78,8%, lisaks sisaldub merevees veel magneesiumkloriidi (MgCl2), kaaliumkloriidi (KCl), magneeiumsulfaati (MgSO4), kaltsiumsulfaati (CaSO4), kaaliumsulfaati (K2SO4) ja kaltsiumkarbonaati (CaCO3). [1]

Välja on arvutatud keskmine merevee koostisosade sisaldus. Ülekaalukalt on merevees suurim kloori ja naatriumi sisaldus (vaata tabel 1). [7]

Tabel 1. Meresoola koostis [1]
Sisaldus Ioon
55,04% Cl-
30,61% Na+
7,68% SO42-
3,69% Mg2+
1,16% Ca2+
1,10% K+
0,41% HCO3-
0,19% Br-
0,12% Sr2+, B-, F-

Ookeanivee keskmine soolsus on 35‰, Merevee normaalsoolsuseks loetakse 32–38‰. Soolsus on aga piirkonniti väga muutlik. Nii on näiteks ookeaniga vähe ühendatud riimveelise Läänemere soolsus 4–12‰ (pinnal madalam, põhjas suurem), Punases meres ulatub soolsus 42–43‰-ni. Erinevus seisneb selles, et Läänemerre suubub palju magedaveelisi jõgesid, mis soolase veega segunedes annavad vähemsoolase vee. Punase mere asukohas on aga aurumine suur ja merre ei suubu mitte ühtegi jõge, ka on sademeid vähe. [1]

Võrdluseks: maailma soolaseima järve Surnumere soolsus on 340‰.

Soolsuse vertikaalne muutumine[muuda | redigeeri lähteteksti]

Pinnakihis ja põhjakihis on soolsus erinev. Pinnakihi soolsus suureneb aurumise ja jäätumise teel. Viimasel juhul seetõttu, et merejää soolsus on väiksem kui veel, millest jää moodustus. Pinnakihi soolsus väheneb sademete ja jää sulamise abil. [1]


Keskmine maailmamere soolsus on 34,84‰. Keskmisest soolasemad alad jäävad laiustele 20°–30°, kuna seal aurub rohkem kui sademeid juurde tuleb. Ekvaatoril on soolsus peaaegu võrdne maailmamere keskmise soolsusega, kuna sademeid on palju. Pooluste suunas soolsus väheneb jää sulamise mõjul.[1]

Soolsuse vertikaalne muutumine sõltub pinnakihi soolsusest: laiustel, kus soolsus on pinnal keskmisest suurem, soolsus väheneb sügavusega; laiustel, kus soolsus on pinnal keskmisest madalam, soolsus suureneb sügavusega. [1]

Sügavamates veekihtides muutub soolsus vähe. Nii on enam kui 2000 m sügavusel soolsus 34,6–35‰ ja ookeani põhjakihtides 34,7–34,9‰. [1]

Veekihti, kus soolsus järsult muutub, nimetatakse halokliiniks ehk soolsuse hüppekihiks. Halokliin paikneb üldiselt üsna veepinna lähedal: troopikas sügavusel, kuhumaani aurumise tõttu soolsus kõrge püsib, ning poolustel sügavusel, kuhu jää sulamisvesi jõuab. [8]

Maailmamere temperatuur[muuda | redigeeri lähteteksti]

Maailmamere pindmiste kihtide temperatuuri mõjutab selles neelduv päikesekiirguse hulk. Keskmiselt neeldub 92% mere pinnale saabuvast päikesekiirgusest, 8% peegeldub veepeeglilt tagasi atmosfääri. Pinnale langeva kiirguse ja tagasi peegeldunud kiirguse suhet väljendab albeedo. Ookeani keskmine albeedo A=0,08. [1] Väike albeedo seletab ka, miks veekogusid nimetatakse soojuse salvestajateks.

Albeedo sõltub suuresti ilmast. Selge taeva ja kõrge päikese korral on albeedo umbes pool maailmamere keskmisest albeedost ehk 4%, selge laineteta mere ja horisondilähedase päikesega võib albeedo ulatuda üle 50%. [1]

Temperatuuri sõltuvus sügavusest[muuda | redigeeri lähteteksti]

Pinnakihtidesse jõuab rohkem päikesekiirgust ja temperatuur on seal seetõttu kõrgem. Sügavamal temperatuur algul väheneb sujuvalt, 1000 m sügavusel langeb hüppeliselt ja alaneb umbes 4 °C-ni. Ka kõige sügavamates põhjakihtides ei lange temperatuur alla 4 °C, kuna sealne suur vee tihedus pärsib temperatuuri alanemist. [9] Vedelikud on just tänu tihedusele ja suurele erisoojusele head soojusjuhid. [1]

Merevee tihedus[muuda | redigeeri lähteteksti]

Merevee tihedust (tähis ρ) looduses ei mõõdeta, vaid arvutatakse kolme muutuja alusel: temperatuur (T), soolsus (S) ja rõhk (P). [1]

Lihtsustuse astmest sõltub koostatav ookeani mudel.

  • homogeenne mudel, mil tihedus loetakse muutumatuks. Nii võib teha, kuna looduses muutub merevee tihedus vaid mõne protsendi ulatuses: ρ = const
  • barotroopne mudel, mil arvestatakse tiheduse muutumist sõltuvalt rõhust: ρ = f(P)
  • barokliinne mudel, mil samatihedus- ja samarõhupinnad ei ole horisontaalsed: ρ = f(T, P, S). [1]

Stratifikatsioon[muuda | redigeeri lähteteksti]

Stratifikatsioon ehk kihistumus sõltub kihtide tihedusest. Mõjutuste puudumisel paiknevad tihedamad kihid allpool ja kergemad ülalpool, mida võib ette kujutada üksteise peale laotud kastidena. Looduses ideaalset kihistumist ei esine, kuna merevee tsirkulatsioon segab veekihte. Vahel isegi nii, et kergemad asuvad raskematest allpool. Archimedese seaduse kohaselt selline anomaalia kaua ei püsi ja raskemad kihid paigutuvad allapoole. [1]

Kihistumist on kolme tüüpi: ükskõikne ehk indiferentne, ebapüsiv ehk labiilne ja püsiv ehk stabiilne. Kihistumine on indiferentne, kui veemassile ei mõju vertikaalsuunalised jõud, ei toimu täheduslikku üleslüket ega allasurumist. Kihistumine on labiilne, kui veemass hakkab allapoole vajuma või kõrgemale tõusma, tekitades vertikaalseid nihkeid. Kihistumine on stabiilne, kui vertikaalsed nihked on takistatud; veemassile mõjuvad jõud, kuid stratifikatsioon takistab vajumist ja tõusmist. [1]

Lained[muuda | redigeeri lähteteksti]

Murdlained Nõva rannas

Lained tekivad ookeanides ja meredes peamiselt tuule, õhurõhu muutuste, loodete, maavärinate ja vulkaaniliste protsesside teel. [1]

Laine asendi järgi eristatakse kolme lainetüüpi: pinnalained, pikad lained ehk pikilained ja siselained. [1]

Pinnalained on lühikesed ja levivad veepinna läheduses, ulatudes mitte väga sügavale, ning tekivad tuule mõjul. Pinnalained on näiteks säbarlained ehk ummiklained ja murdlained. Säbarlained tekivad pärast tuule vaibumist, mil lainetus aeglaselt vähenema hakkab. [1] Lainetesse on jäänud veel energiat ning nad sumbuvad seda aeglasemalt, mida suurem on laine. Murdlainete puhul lainehari murdub, kuna lainepõhi pidurdub kokkupuutel veekogu põhjaga, lainehari liigub sama kiirusega edasi ning lõpuks murdub. [1]

Pikad lained hõlmavad veemassi veekogu põhjani välja ja sellised on näiteks seismilised lained (näiteks tsunami) ning loodelained. Tsunami on hiidlaine, mis tekib veealuse maavärina, maalihke või vulkaanipurske korral. Loodelained on hiigellained, mis tekivad Maa ja teiste taevakehade gravitatsioonivälja mõjul.[1]

Siselained tekivad kahe eri soolsusega veekihi piirpinnal, millel on erinev tihedus. Veekihtide piirpinnal võivad tekkida lained nagu veepinnalgi, näiteks mere veeringe mõjutusel. Merefüüsika uurib siselainete puhul näiteks lainete levimiskiirust ja kõrgust ehk vertikaalset ulatust. [10][1]

Viited[muuda | redigeeri lähteteksti]

  1. 1,00 1,01 1,02 1,03 1,04 1,05 1,06 1,07 1,08 1,09 1,10 1,11 1,12 1,13 1,14 1,15 1,16 1,17 1,18 1,19 1,20 1,21 1,22 Kustav Laigna, Hanno Ohvril. Merefüüsika alused, Eesti Merehariduskeskus, 1994
  2. Why is oceanography important. Viimati külastatud 30.10.2012
  3. Okeanograafia. Viimati külastatud 06.10.2012
  4. Temperature, Salinity, Density. Viimati külastatud 06.10.2012
  5. Sverdrup, Johnson ja Fleming, 1942: 50
  6. International Marine Science and Technology. Viimati külastatud 06.10.2012
  7. Ookeanid ja mered. Ookeanilised basseinid. Viimati külastatud 06.10.2012
  8. Stephen Marshak. Earth: Portrait of a Planet, New York: W.W. Norton & Company, 2001
  9. Temperature & Ice. Viimati külastatud 06.10.2012
  10. Lained veekogudes. Viimati külastatud 06.10.2012