мини|300x300пкс| Светска батиметрија на океаните. Физичката океанографија — проучување на физичките услови и физичките процеси во океанот, особено движењата и физичките својства на океанските води.

Физичката океанографија е еден од неколкуте поддомени на кои е поделена океанографијата. Други вклучуваат биолошка, хемиска и геолошка океанографија.

Физичката океанографија може да се подели на описна и динамичка физичка океанографија.

Описната физичка океанографија се обидува да го истражува океанот преку набљудувања и сложени нумерички модели, кои ги опишуваат движењата на течноста што е можно попрецизно.

Динамичната физичка океанографија се фокусира првенствено на процесите кои управуваат со движењето на течностите со акцент на теоретските истражувања и нумеричките модели. Овие се дел од големото поле на геофизичка флуидна динамика (ГФТ) што е споделено заедно со метеорологијата. ГФТе подполе на хидродинамиката што ги опишува тековите што се случуваат на просторни и временски размери кои се под големо влијание на Кориолисовата сила.

Физичко поставување десно|мини|210x210пкс| Перспективен поглед на морското дно на Атлантскиот Океан и Карипското Море. Виолетовото морско дно во центарот на погледот е ровот Порторико. Приближно 97% од водата на планетата е во нејзините океани, а океаните се извор на огромното мнозинство на водена пареа што се кондензира во атмосферата и паѓа како дожд или снег на континентите. Огромниот топлински капацитет на океаните ја ублажува климата на планетата, а нејзината апсорпција на различни гасови влијае на составот на атмосферата. Влијанието на океанот се протега дури и на составот на вулканските карпи преку метаморфизмот на морското дно, како и на оној на вулканските гасови и магми создадени во зоните на подвлекување.

Од нивото на морето, океаните се многу подлабоки отколку што се високи континентите; испитувањето на хипсографската крива на Земјата покажува дека просечната надморска височина на Земјините маси е само 840 метри, додека просечната длабочина на океанот е 3,800 метри. Иако оваа очигледно несовпаѓање е големо, и за копното и за морето, соодветните екстреми како што се планините и рововите се ретки. +Површина, волумен плус просечна и максимална длабочина на океаните (со исклучок на соседните мориња) Тело Површина (10 6 km 2) Волумен (10 6 km³) Средна длабочина (m) Максимум (м) Тихи Океан 165,2 707,6 4282 -11033 Атлантски Океан 82.4 323,6 3926 -8605 Индиски Океан 73.4 291,0 3963 -8047 Јужен Океан 20.3 -7235 Северноледен Океан 14.1 1038 Карипско Море 2.8 -7686

Температура, соленост и густина мини|200x200пкс| Светски океански атлас Бидејќи огромното мнозинство од волуменот на светскиот океан е длабока вода, просечната температура на морската вода е ниска; приближно 75% од волуменот на океанот има температура од 0° – 5 °C (Пинет 1996). Истиот процент паѓа во опсегот на соленоста помеѓу 34 и 35 ppt (3,4-3,5%) (Пинет 1996). Сепак, сè уште има доста варијации. Температурите на површината може да се движат од под нулата во близина на половите до 35 °C во ограничени тропски мориња, додека соленоста може да варира од 10 до 41 ppt (1,0-4,1%).

Вертикалната структура на температурата може да се подели на три основни слоја, површински мешан слој, каде што наклоните се ниски, термоклин каде градиентите се високи и слабо стратификувана бездна.

Во однос на температурата, слоевите на океанот се многу зависни од географската ширина; термоклинот е изразен во тропските предели, но не постои во поларните води (Маршек, 2001). Халоклинот обично лежи во близина на површината, каде што испарувањето ја зголемува соленоста во тропските предели или топената вода ја разредува во поларните региони. Овие варијации на соленоста и температурата со длабочината ја менуваат густината на морската вода, создавајќи пикноклин.

Циркулација десно|мини|250x250пкс| Термохалинска циркулација Енергијата за океанската циркулација (и за атмосферската циркулација) доаѓа од сончевото зрачење и гравитациската енергија од сонцето и месечината.Munk, W. and Wunsch, C., 1998: Abyssal recipes II: energetics of tidal and wind mixing. Deep-Sea Research Part I, 45, pp. 1977--2010. Количината на сончева светлина апсорбирана на површината силно варира во зависност од географската ширина, поголема на екваторот отколку на половите, а тоа предизвикува движење на течност и во атмосферата и во океанот што делува за редистрибуција на топлина од екваторот кон половите, а со тоа ја намалува температурата која би постоела во отсуство на движење на течност. Можеби три четвртини од оваа топлина се носи во атмосферата; остатокот се носи во океанот.

Атмосферата се загрева одоздола, што доведува до конвекција, чиј најголем израз е Хедлиевата циркулација. Спротивно на тоа, океанот се загрева одозгора, што има тенденција да ја потисне конвекцијата. Наместо тоа, длабоката океанска вода се формира во поларните региони каде ладните солени води тонат во прилично ограничени области. Ова е почеток на термохалинската циркулација.

Океанските струи во голема мера се поттикнати од стресот на површинскиот ветер; оттука големата атмосферска циркулација е важна за разбирање на океанската циркулација. Хедлиевата циркулација води до источни ветрови во тропските предели и антипасати во средните географски широчини. Ова води до бавен проток кон екваторот низ поголемиот дел од суптропскиот океански слив (Свердрупова рамнотежа). Повратниот тек се јавува во интензивна, тесна, западна гранична струја. Како и атмосферата, океанот е многу поширок отколку што е длабок, и оттука хоризонталното движење е генерално многу побрзо од вертикалното движење. Во јужната полутопка постои континуиран океански појас, па оттука и западните делови со средна географска ширина ја присилуваат силната антарктичка кружна струја. На северната полутопка копнените маси го спречуваат тоа и циркулацијата на океанот е поделена на помали океански витли во басените на Атлантикот и Тихиот Океан.

Кориолисов ефект Кориолисовиот ефект резултира со отклонување на протокот на течност (десно во северната полутопка и лево во јужната полутопка). Ова има длабоки ефекти врз протокот на океаните. Особено тоа значи дека протокот оди околу системите со висок и низок притисок, дозволувајќи им да опстојуваат долги временски периоди. Како резултат на тоа, малите варијации во притисокот можат да произведат мерливи струи. Наклон од еден дел во милион во висина на морската површина, на пример, ќе резултира со струја од 10 cm/s на средни географски широчини. Фактот дека Кориолисовиот ефект е најголем на половите и слаб на екваторот резултира со остри, релативно стабилни западни гранични струи кои се отсутни на источните граници.

Екманов пренос Екмановиот пренос резултира со нето пренос на површинските води 90 степени десно од ветрот на северната полутопка и 90 степени лево од ветрот на јужната полутопка. Како што ветрот дува низ површината на океанот, тој „се зафаќа“ за тенок слој од површинската вода. За возврат, тој тенок лист вода ја пренесува енергијата на движење на тенкиот слој вода под него, итн. Меѓутоа, поради Кориолисовиот ефект, насоката на движење на слоевите на водата полека се поместува сè подалеку и подалеку надесно како што се подлабоко во северната полутопка и налево во јужната полутопка. Во повеќето случаи, самиот долен слој на вода погоден од ветрот е на длабочина од 100 m – 150 m и се движи околу 180 степени, сосема спротивно од правецот во кој дува ветрот. Севкупно, нето преносот на вода би бил 90 степени од првобитната насока на ветрот.

Лангмуирово кружење Лангмуировото кружење резултира со појава на тенки, видливи ленти. Ако дува ветер со повеќе од 3 м s−1, може да создаде паралелни бранови кои наизменично се креваат и спуштаат околу 5-300 метри. Во зоните на конвергенција се акумулираат остатоци, пена и алги, додека во зоните на дивергенција планктоните се фаќаат и се носат на површината. Ако има многу планктони во зоната на дивергенција, рибите често се привлекуваат да се хранат со нив.

Океанско-атмосферски интерфејс десно|мини|194x194пкс| Ураганот Изабел источно од Бахамите на 15 септември 2003 година Океанско-атмосферскиот интерфејс во океанот и атмосферата разменуваат флукс на топлина, влага и импулс.

Топлина

Важните термини за топлина на површината се осетливиот топлински флукс, латентниот топлински флукс, дојдовното сончево зрачење и рамнотежата на долгите бранови (инфрацрвени). Општо земено, тропските океани ќе имаат тенденција да покажат нето добивка на топлина, а поларните океани нето загуба, резултат на нето пренос на енергија на половите во океаните.

Големиот топлински капацитет на океаните ја ублажува климата на областите во непосредна близина на океаните, што доведува до поморска клима на таквите локации. Ова може да биде резултат на складирање на топлина во лето и ослободување во зима; или за преносот на топлина од потопли локации: особено забележлив пример за тоа е Западна Европа, која барем делумно се загрева со северноатланскиот нанос.

Импулс

Површинските ветрови имаат тенденција да бидат од ред метри во секунда; океански струи од ред сантиметри во секунда. Оттука, од гледна точка на атмосферата, океанот може да се смета за делотворно неподвижен; од гледна точка на океанот, атмосферата наметнува значителен напон на ветерот на неговата површина, а тоа предизвикува големи струи во океанот.

Преку напонот на ветрот, ветрот генерира површински бранови на океанот; подолгите бранови имаат фазна брзина која се стреми кон брзината на ветерот. Импулсот на површинските ветрови се пренесува во енергетскиот тек од брановите на површината на океанот. Зголемената грапавост на површината на океанот, со присуство на бранови, го менува ветрот во близина на површината.

Влага

Океанот може да добие влага од врнежите или да ја изгуби преку испарување. Испарувачките загуби го оставаат океанот посолен; Средоземното Море и Персискиот Залив на пример имаат силна испарувачка загуба; добиениот столб од густа солена вода може да се проследи низ Гибралтарскиот Проток во Атлантскиот Океан. Порано, се верувало дека испарувањето / врнежите се главен двигател на океанските струи; денес се знае дека е само многу помал фактор.

Планетарни бранови

Келвински бранови

Келвиновиот бран е секој прогресивен бран што се канализира помеѓу две граници или спротивставени сили (обично помеѓу Кориолисовата сила и крајбрежјето или екваторот). Постојат два вида, крајбрежни и екваторски. Келвиновите бранови се водени од гравитацијата и не се дисперзивни. Ова значи дека Келвиновите бранови можат да ја задржат својата форма и насока во долги временски периоди. Тие обично се создаваат со ненадејно поместување на ветрот, како што е промената на трговските ветрови на почетокот на Ел Нињо-Јужна осцилација.

Крајбрежните Келвинови бранови ги следат бреговите и секогаш ќе се шират во насока спротивно од стрелките на часовникот на северната полутопка (со крајбрежјето десно од насоката на патување) и во насока на стрелките на часовникот на јужната полутопка.

Екваторските Келвинови бранови се шират на исток во северната и јужната полутопка, користејќи го екваторот како водич.

Познато е дека келвиновите бранови имаат многу големи брзини, обично околу 2-3 метри во секунда. Тие имаат бранови должини од илјадници километри и замав во десетици метри.

Росбиеви бранови

Росбиевите брановите или планетарните бранови се огромни, бавни бранови генерирани во тропосферата од температурните разлики помеѓу океанот и континентите. Нивната главна сила за враќање е промената на Кориолисовата сила со географската ширина. Нивните брановни замави се обично во десетици метри и многу големи бранови должини. Тие обично се наоѓаат на ниски или средни географски широчини.

Постојат два вида Росбиеви бранови, баротропни и бароклинични. Баротропните бранови имаат најголема брзина и не се разликуваат вертикално. Бароклиничните се многу побавни.