Die Oberflächentemperaturen des mittleren Ozeans variieren mit dem Breitengrad als Reaktion auf das Gleichgewicht zwischen einfallender Sonnenstrahlung und austretender langwellige Strahlung . Es gibt einen Überschuss an einfallender Sonnenstrahlung bei Breitengraden unter etwa 45° und einen Überschuss an Strahlungsverlust bei Breitengraden über etwa 45°. Dieser Strahlungsbilanz überlagert sind jahreszeitliche Veränderungen der Intensität der Sonnenstrahlung und der Dauer der Tageslichtstunden aufgrund der Neigung der Erdachse zur Ebene der Ekliptik und der Rotation des Planeten um diese Achse. Der kombinierte Effekt dieser Variablen besteht darin, dass die durchschnittlichen Meeresoberflächentemperaturen in niedrigen Breiten höher sind als in hohen Breiten. Da die Sonne in Bezug auf die Erde jährlich zwischen dem Wendekreis des Krebses und dem Wendekreis des Steinbocks wandert, ist die jährliche Änderung der Erwärmung der Erdoberfläche in niedrigen Breiten gering und in mittleren und höheren Breiten groß.
Wasser hat einen extrem hohen Wärmekapazität , und Wärme wird während der sommerlichen Oberflächenheizung nach unten und während der winterlichen Oberflächenkühlung nach oben gemischt. Diese Wärmeübertragung verringert die tatsächliche Änderung der Meeresoberflächentemperaturen über den Jahreszyklus. In den Tropen ist die Meeresoberfläche das ganze Jahr über warm und schwankt jahreszeitlich zwischen 1 und 2 °C (1,8 bis 3,6 °F). In den mittleren Breiten schwanken die Temperaturen im mittleren Ozean im Laufe des Jahres um etwa 8 ° C (14,4 ° F). In den polaren Breiten bleibt die Oberflächentemperatur nahe dem Gefrierpunkt von Meerwasser, etwa -1,9 °C (28,6 °F).
Die Landtemperaturen haben in hohen Breiten aufgrund der geringen Wärmekapazität der Landoberfläche einen großen jährlichen Bereich. Nähe zu Land, Isolation von Wasser aus dem offenen Ozean, und Prozesse, die die Stabilität des Oberflächenwassers steuern, erhöhen die jährliche Bandbreite der küstennahen Meeresoberflächentemperatur.
Im Winter die vorherrschenden Winde tragen kalte Luftmassen von den Kontinenten in gemäßigten und subarktischen Breiten und kühlen die benachbart Oberflächenmeerwasser unterhalb des mittleren Meeresspiegels. Im Sommer tritt der gegenteilige Effekt ein, da warme kontinentale Luftmassen über das angrenzende Meer ausströmen. Dies führt zu einer größeren jährlichen Schwankung der Meeresoberflächentemperaturen in mittleren Breiten auf den westlichen Seiten der Ozeane der nördlichen Hemisphäre, hat jedoch nur einen geringen Einfluss auf die südliche Hemisphäre, da nur wenig Land vorhanden ist. Stattdessen steuern die Ozeane der südlichen Hemisphäre die Lufttemperatur, was wiederum die Landtemperaturen der gemäßigten Zone beeinflusst und die jährliche Temperaturspanne über dem Land verringert.
Meeresströmungen Wasser mit den Eigenschaften einer Breitenzone in eine andere Zone transportieren. Die Verlagerung von warmem Wasser nach Norden in höhere Breiten durch die Golfstrom des Nordatlantiks und des Kuroshio (Japanstrom) des Nordpazifiks erzeugt starke Temperaturänderungen entlang der Stromgrenzen oder thermischen Fronten, wo diese nach Norden fließenden Ströme auf kälteres Wasser treffen, das aus höheren Breiten nach Süden fließt. Kalte Wasserströmungen, die von höheren zu niedrigeren Breitengraden fließen, verdrängen auch Oberflächenisothermen von nahezu konstanten Breitengraden. In niedrigen Breiten bewegen die Passatwinde Wasser von den Leeküsten der Landmassen weg, um Gebiete mit Küstenauftrieb von Wasser aus der Tiefe zu erzeugen und die Oberflächentemperaturen zu senken.
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Die Temperaturen in den Ozeanen nehmen mit zunehmender Tiefe ab. In den größeren Tiefen gibt es keine jahreszeitlichen Veränderungen. Der Temperaturbereich reicht von 30 °C (86 °F) an der Meeresoberfläche bis -1 °C (30,2 °F) am Meeresboden. Wie der Salzgehalt wird die Temperatur in der Tiefe durch die Bedingungen bestimmt, denen das Wasser beim letzten Antauchen an der Oberfläche begegnete. In den niedrigen Breiten ist die Temperaturänderung von oben nach unten in den Ozeanen groß. In den gemäßigten und arktischen Regionen erzeugt die Bildung von dichtem Wasser an der Oberfläche, das in die Tiefe absinkt, mit der Tiefe nahezu isotherme Bedingungen.
Bereiche der Ozeane, die eine jährliche Änderung der Oberflächenerwärmung erfahren, haben im Sommer eine flache windgemischte Schicht erhöhter Temperatur. Unterhalb dieser fast isothermen Schicht mit einer Dicke von 10 bis 20 Metern (33 bis 66 Fuß) nimmt die Temperatur mit der Tiefe schnell ab und bildet eine flache jahreszeitliche Thermokline (d. h. eine Schicht mit scharfen vertikalen Temperaturänderungen). Während der Winterkühlung und der verstärkten Windmischung an der Meeresoberfläche löschen konvektive Umwälzungen und Vermischungen diese flache Thermokline und vertiefen die isotherme Schicht. Die saisonale Thermokline bildet sich wieder, wenn der Sommer zurückkehrt. In größeren Tiefen findet man eine schwächere nicht-saisonale Thermokline, die Wasser von gemäßigten und subpolaren Quellen trennt.
Unterhalb dieser permanenten Thermokline sinken die Temperaturen langsam. In den sehr tiefen Ozeanbecken kann die Temperatur mit der Tiefe leicht ansteigen. Dies tritt auf, wenn die tiefsten Teile der Ozeane mit Wasser mit einer einzigen Temperatur aus einer gemeinsamen Quelle gefüllt sind. Dieses Wasser erfährt beim Absinken einen adiabatischen Temperaturanstieg. Ein solcher Temperaturanstieg macht die Wassersäule nicht instabil, da die erhöhte Temperatur durch Kompression verursacht wird, die die Dichte des Wassers erhöht. Zum Beispiel erhöht Oberflächenmeerwasser mit einer Temperatur von 2 °C (35,6 °F), das in eine Tiefe von 10.000 Metern (etwa 33.000 Fuß) absinkt, seine Temperatur um etwa 1,3 °C (2,3 °F). Bei der Messung von Tiefseetemperaturen wird der adiabatische Temperaturanstieg, der eine Funktion des Salzgehalts, der Anfangstemperatur und der Druckänderung ist, berechnet und von der beobachteten Temperatur abgezogen, um die potenzielle Temperatur zu erhalten. Potentielle Temperaturen werden verwendet, um eine gängige Wasserart zu identifizieren und dieses Wasser bis zu seiner Quelle zurückzuverfolgen.
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