havstrøm

Når det blåser, skaper vinden bølger. Når bølgene bryter (skumskavler oppstår), skapes det et pådrag som setter vannmassene nær overflaten i ensrettet bevegelse. Denne bevegelsen påvirkes av jordrotasjonen, og effekten er at strømmen går litt til høyre for pådragets retning. Dette gjelder på den nordlige halvkulen. Ved ekvator er corioliseffekten lik null, mens på den sørlige halvkulen går strømmen litt til venstre for pådraget.

En annen drivkraft er horisontale trykkforskjeller. Hvis havnivået skråner, vil tyngdekraften forsøke å utligne vannstandsforskjellen. På den nordlige halvkulen vil strømmen imidlertid bli avbøyd mot høyre på grunn av corioliseffekten, slik at den vil gå med klokken rundt et område med høyere vannstand. Den store gyren rundt Sargassohavet er et godt eksempel. Havstrømmer er i nær geostrofisk balanse, det vil si at trykk- og coriolis-kreftene er like store og motsatt rettet av hverandre. Vannstandsforskjellen vil ikke bli utlignet når strømmen er i en perfekt geostrofisk balanse.

Vinddraget virker bare ned til et visst dyp, men horisontale trykkforskjeller vil kunne opptre i alle dyp helt ned til havbunnen. I to punkter på en nivåflate nede i dypet vil trykkforskjellen avhenge av vekten av vannsøylene over de to punktene. Da sjøvannets tetthet øker med saltholdigheten og avtar med temperaturen, vil trykkforskjellen være bestemt av fordelingene av disse størrelsene. Sirkulasjonen som følger av slike trykkforskjeller kalles termohalin.

Som regel er dyphavsstrømmene mye langsommere enn overflatestrømmene. De er langt dårligere kartlagt enn overflatestrømmene. Men dyphavsstrømmene utgjør en viktig del av sirkulasjonen i verdenshavene.

Vannmassene i dypet stammer fra noen begrensete områder der overflatevannet synker ned fordi det blir tyngre enn vannet under. På høye breddegrader kan det dannes sjøis, og det medfører utfelling av salt slik at tettheten øker. I havområdene rundt Antarktis, især Weddellhavet, dannes det meste av verdenshavenes bunnvann. På nordhalvkulen dannes det bunnvann bare i Nord-Atlanteren, nærmere bestemt i områdene sørvest for Island (Irmingersjøen), i Grønlandshavet og i Labradorhavet.

I Middelhavet og Rødehavet foregår det også dypvannsdannelse, men vannmassene derfra er for varme til å ta plass nær bunnen i verdenshavet. I Atlanterhavet synker middelhavsvannet som har strømmet ut ved Gibraltarstredet ned til om lag 1000 til 1600 meters dyp, og her brer det seg utover og bidrar til å gjøre Atlanterhavet til det salteste av verdenshavene. Det foregår ingen bunnvannsdannelse i det nordlige Stillehavet, for der er saltholdigheten i overflaten for lav.

Sjøvannets sammentrykkbarhet er større jo kaldere vannet er. (Dette kalles den termobariske effekten.) Derfor er temperaturen avgjørende for om vannet synker til bunns.

Under isbremmen i Weddellhavet fins verdens kaldeste sjøvann. Vanlig sjøvann fryser ved −1,9 °C. På grunn av det høye trykket under isbremmen fryser sjøvannet som befinner seg der først ved −2,2 °C. Når det synker ned langs kontinentalskråningen, får det den største tettheten i verdenshavene på grunn av den termobariske effekten, og fyller de dype havbassengene. Det nord-atlantiske bunnvannet fyller bassengene i Nord-Atlanteren nord for 40 °N, lengre sørover legger det seg i lagene over det antarktiske bunnvannet.

Den termobariske effekten er årsaken til at de dype vannmassene i verdenshavet er så kalde. Bunnvannsdannelsen ventilerer dyphavet og er viktig for livet der nede.

Havstrømmer kartlegges ved hjelp av strømmålinger og målinger av temperatur og saltholdighet. Vanligvis karakteriseres havstrømmer ved deres volumtransport (strømmens tverrsnitt ganget med middelverdien av strømhastigheten gjennom tverrsnittet) angitt i Sv (1 Sv = 1 million kubikkmeter per sekund).

De norske havforskerne Bjørn Helland-Hansen og Fridtjof Nansen var blant pionerene som kartla havstrømmene. Sammen med den svenske meteorologen og oseanografen Johan W. Sandström utledet Helland-Hansen en strømformel som er basert på geostrofi og det faktum at horisontale tetthetsforskjeller er koblet til vertikalt strømskjær (tilsvarende termalvind i atmosfæren). Ved å måle temperatur og saltholdighet både vertikalt og horisontalt fås en romlig struktur av tetthetsfeltet, og denne strukturen brukes til å beregne det vertikale strømskjæret.

På Helland-Hansens tid var det vanskelig å måle skråningen til havoverflaten. Den ble derfor regnet ut ved hjelp av strømskjæret ved å anslå et nivå nede i dypet der trykket ikke varierer horisontalt og hvor strømmen dermed er lik null. Dette kalles «nivået for ingen bevegelse» (engelsk level of no motion). Fra dette nivået og oppover vil trykkflatene skråne mer og mer, slik at den geostrofiske strømmen blir sterkere og sterkere.

I våre dager fjernmåles skråningen av havoverflaten ved hjelp av altimeter. Da trengs ikke gjetningen på hvor dypt nivået for ingen bevegelse ligger. Det kan derimot finnes ved hjelp av strømskjæret ved å regne fra overflaten og nedover. Dette er av interesse for å finne hvor dypt en havstrøm rekker, og for å bestemme strømmens tverrsnitt.

Strømmålinger utføres med ulike instrumenter som er enten forankret eller driver med strømmen. (Les om strømmåling i artikkelen oseanografiske instrumenter.)

De geostrofiske strømmene er påvirket av bunntopografien og følger dybdekotene. På den nordlige halvkulen vil de helst gå med grunnere vann til høyre for strømretningen; mot klokka rundt basseng og med klokka rundt øyer og undersjøiske fjell. Årsaken er at strømmen er mer stabil når corioliskraften presser vannet inn mot kysten eller skråningen. Golfstrømmen går med grunnere vann til venstre for seg, og blir derfor tvunget til å forlate østkysten av Amerika.

For en geostrofisk strøm er potensiell virvling bevart, slik at hvis strømmen kommer inn over grunnere vann, må virvlingen avta. Derfor går strømmen parallelt med dybdekotene.

Virvlingsbetraktninger har også hjulpet til å forklare andre sider ved havstrømmene. Basert på målinger fant Harald Ulrik Sverdrup på 1940-tallet en sammenheng mellom strømmene øst i det ekvatoriale Stillehavet og passaten. Passaten på om lag 20 N og stillevindsbeltet nærmere ekvator gir en syklonisk virvling av vindstress (det vil si sirkulasjon mot klokkeretningen). Sverdrup utledet en transportformel av bevegelsesligningene ved å integrere dem vertikalt fra nivået for ingen bevegelse og opp til overflaten, og deretter ta virvlingen av dem. Han forutsatte at forholdene ikke endret seg med tiden, og antok at de ikke-lineære leddene samt lateral friksjon var ubetydelig små ledd slik at de kunne utelates. Da kommer det fram at virvlingen av vindstresset er lik vannmasse-transporten nordover ganget med en faktor. Denne faktoren er lik endringen av coriolisparameteren ved en forflytning nordover, og den har fått symbolet beta, β.

Sverdrups transportformel kan ikke forklare havstrømmene vest i havene. Der må de ikke-lineære leddene og den laterale friksjonen tas med i beregningene.

Vest i havene er havstrømmene mye sterkere enn øst i havene – for eksempel er Golfstrømmen mye sterkere enn Kanaristrømmen. På den sørlige halvkule er dette trekket også tydelig, om enn med visse unntak (Perustrømmen er sterkere enn Østaustralske strøm) som kan skyldes kontinentenes form og størrelse.

I 1948 viste Henry Stommel at den vestlige intensiveringen av havstrømmene skyldes beta-effekten. Året etter viste Walter Munk at Stommels ligninger stemte overens med Sverdrups transportformel både midt ute og øst i havene. Han beregnet transporten i Golfstrømmen ved å ta med leddene i bevegelsesligningene som Sverdrup utelot, og summere opp vindstress-verdiene tvers over Atlanteren.

Den vestlige intensiveringen av de store havstrømmene ville ikke forekomme på en flat jord, for da ville coriolisparameteren være konstant, og beta-effekten forsvinne. De intense vestlige grensestrømmene er derfor en følge av at Jorden er kuleformet.

På den nordlige halvkule vil de nordgående vestlige grensestrømmene (Golfstrømmen og Kuroshio) bli drevet ut fra kysten av corioliseffekten. En sørgående vestlig grensestrøm på den nordlige halvkule (for eksempel Østgrønlandstrømmen) vil derimot følge kysten fordi corioliskraften er rettet mot land.

• verdenshav
• hav