hav

Hav

Katarzyna Zommer / Plainpicture/NTB scanpix. Gjengitt med tillatelse

Hav, den sammenhengende vannmasse som omgir Jordens fastland. Hele Jordens overflate er 510 mill. km2, herav er 361 mill. km2 hav, eller 70,8 %. Geografisk deles verdenshavet i de tre store hav, Atlanterhavet (106 mill. km2), Stillehavet (180 mill. km2) og Indiske hav (75 mill. km2), som alle strekker seg til Det antarktiske kontinent. Det isfylte havet omkring Det antarktiske kontinent blir oftest betraktet som et eget hav, Sørishavet. Deler av verdenshavet er avgrenset ved rekker av øyer og kalles da randhav, eller de står bare i forbindelse med det åpne hav ved streder eller sund og kalles da middelhav hvis de er store, eller bihav hvis de er små.

Midlere havdyp anslås til ca. 3800 m og havvannets samlede volum til ca. 1370 mill. km3. Dannelsen av de store verdenshav, slik som de nå er, henger sammen med storstilte forskyvninger i jordskorpen i relativt ny geologisk tid, se platetektonikk.

Nivå, se havnivå.

Havbunn, se havavsetninger og havbunnen.

Bølger, se havbølger.

Rettslige forhold, se havrett.

Havvannet inneholder både faste stoffer og gasser. Trolig finnes alle grunnstoffer løst i havvannet, de fleste i meget lave konsentrasjoner. Av gull finnes således 6 gram i en million tonn vann. De løste stoffer i havet forekommer nesten bare dissosiert, som ioner; salter får man først ved fordamping. De fleste løste stoffer og gasser utnyttes av livet i havet. For eksempel er karbondioksid nødvendig for fotosyntesen, og for organismer som danner skall av kalsiumkarbonat.

Havene har gjennom millioner av år akkumulert salt fra elvene. Alt natriumet i havet (10,556 g/kg) forklares ut fra nedbryting av berggrunn og transport med elver. Berggrunnen inneholder nesten ikke klor. Den høye klorkonsentrasjonen i havet (18,98 g/kg), kan derfor ikke forklares ut fra elvetransport, men skyldes kjemiske reaksjoner ved havvannets kontakt med vulkansk aktivitet på havbunnen. Denne foregår i hovedsak langs midthavsryggene, der kontinentalplatene beveger seg fra hverandre. Her kommer flytende magma opp og danner ny havbunn. I denne prosessen ligger i hovedsak også kilden til svovel i havet.

Det har gjennom årmillionene dannet seg en balanse mellom tilført/dannet salt i havet og avgitt salt gjennom levende organismer, kjemiske prosesser, utfelling til havbunnen m.m., slik at havvannet har en tilnærmet konstant konsentrasjon på 35 gram salt per kilo sjøvann. I små lukkede systemer er en slik balanse ikke mulig. Et eksempel på dette ser vi i Dødehavet, som bare har elveinnløp og intet utløp. Her tilfører elven Jordan salter kontinuerlig mens vannbalansen i sjøen opprettholdes ved fordampning. Saltkonsentrasjonen har økt til vannet er mettet med salt (ca. 300 gram pr. kg). Ytterligere oppløste salter som tilføres fra elven, felles da ut som fast salt på sjøbunnen og langs breddene.

Havvannets saltholdighet defineres som antall gram løste stoffer per kg vann, og benevnes promille (‰). Forholdstallene mellom mengdene av de viktigste oppløste stoffene i havvann er tilnærmet konstante. Tidligere ble dette benyttet til å bestemme saltholdigheten; ved kjemisk analyse bestemte man klorinnholdet, og så kunne mengden av de øvrige komponentene beregnes ut fra de kjente forholdstallene. Denne metoden er ikke nøyaktig nok for dagens krav, og nå bestemmes saltholdigheten ved å måle havvannets elektriske ledningsevne, ettersom denne er direkte avhengig av den oppløste mengde salter i ioneform. Saltholdigheten målt på denne måten har fått benevningen psu (av eng. practical salinity unit), og enhetene psu og promille brukes ofte om hverandre.

Standard havvann har en saltholdighet på 35 psu. I store dyp er saltholdigheten ensartet over store områder, men i overflaten er det betydelige geografiske forskjeller; det avhenger av forholdet mellom fordamping og tilførsel av ferskvann ved nedbør samt avrenning og kalving av is fra landområder. I de tørre passatstrøk er saltholdigheten i Atlanterhavet nesten 38 ‰, i Rødehavet 40 ‰ eller mer. I noen deler av Polhavet er saltholdigheten i overflaten under 30 ‰. Der tilførsel av vann fra elver er stor, fordampingen liten og blanding av vannlagene foregår langsomt, vil saltholdigheten i overflaten bli så lav at vannet kan drikkes (indre deler av Bottenviken, havet nær utløpet av Amazonas).

Enkelte salter, især fosfater og nitrater, forekommer i vekslende mengde og lave konsentrasjoner (mindre enn 1/10000 g per kg).

De viktigste løste gassene er oksygen, nitrogen og karbondioksid. Havvannet kan inneholde opptil 10 ml/l oksygen. I tropene er det på midlere dyp i enkelte områder funnet mindre enn 0,5 ml/l, men på høyere bredder finner man oftest 7–8 ml/l i åpent hav. I visse innhav finnes det ikke oksygen i det stillestående bunnvannet, derimot hydrogensulfid, H2S, f.eks. i Svartehavet under 200 m. Lignende anoksiske bunnvannsforekomster forekommer periodisk eller mer permanent i mange av terskelfjordene, f.eks. Oslofjorden.

Temperaturen i havet er høyest i de tropiske farvann, over store strøk 27–28 °C i overflaten, og mindre utover mot høyere bredder. I hav hvor det stadig driver is omkring, holder temperaturen seg på frysepunktet sommer som vinter. Noen steder fører strømmer varmt vann mot høyere bredder, andre steder fører polarstrømmene kaldt vann (ofte med drivis og isfjell) mot de varmere strøk. Som alminnelig regel kan man si at i de tropiske farvann er havet varmest i vest, men på høyere bredder er det varmest i øst. Dette henger sammen med den alminnelige sirkulasjon i havet. De store temperaturforskjeller finnes bare i overflaten og ned til noen få hundre meters dyp; dypere ned er vannmassene meget homogene, både i saltholdighet og temperatur, og vannet er kaldt, i Atlanterhavet bare 2–4 °C, i Norskehavet endog under –1 °C. Enkelte tropiske bassenger som er skilt fra storhavet ved øyrekker og grunne sund, kan imidlertid ha meget høyere temperatur helt til bunns (se også bunnvann).

Sjøvannets densitet er ved 0 °C, 35 ‰ salt og 1 atm trykk lik 1028 kg/m3. Det er ikke noen enkel sammenheng mellom densiteten og de faktorer som bestemmer denne, men som resultat av laboratorieforsøk er det utviklet, i regi av UNESCO, en internasjonal standardisert matematisk formel til beregning av densiteten når temperatur, saltholdighet og trykk er kjent.

Når havvann fryser, er det bare vannet som går over til is, saltet skilles ut, men det blir alltid inneslutninger av saltlake i små lommer i sjøisen. I Polhavet tiner isen en del om sommeren og fryser tykkere om vinteren. Når den er blitt 3–4 m tykk, vil vinterfrysningen bare erstatte det som er tint om sommeren. Havisen blir stadig presset sammen når strøm og vind går mot hverandre, og flakene stuves sammen til store «koss». Særlig nord for Alaska er det funnet store flate isfjell (isøyer) som er 50–60 m tykke og skriver seg fra Ellesmere Island. De føres av vind og strøm i en bane mellom Alaska og Nordpolen. Enda større er de isfjellene som sendes ut fra breene på Grønland, men de største ismasser driver ut fra Det antarktiske kontinent. De kan bli mange mil lange, flate og med nær loddrette sider, og dannes når den delen av iskappen i Antarktis som flyter på sjøen brekker opp (se is-shelf).

På den sørlige halvkule ligger grensen for drivisen mellom 65° og 55° s.br. om vinteren, men om sommeren ligger den nærmere kontinentet. I nord går isgrensen om høsten ut for Grønlands østkyst og i en sving nordenom Spitsbergen til Novaja Zemlja. Langs Asias og Nord-Amerikas nordkyster er det i alminnelighet en råk langs land utpå sommeren. Om vinteren fryser Kvitsjøen og store områder av havet omkring Jan Mayen, de indre fjorder i Norge, store deler av Østersjøen, og endog Asov-havet. Videre fryser Hudson Bay, den nordlige del av Beringhavet, størstedelen av Okhotskhavet og kystfarvannene helt til Kina. Isen legger seg raskest på havstrekninger hvor det er brakkvann i overflaten.

Ferskvann fryser ved 0 °C, men har sin største densitet ved 4 °C. Når vannet tilføres salt, synker både frysepunktet og densitetsmaksimumet. Når saltholdigheten er 35 ‰, er frysetemperaturen –1,9 °C. For havvann der saltholdigheten er større enn 24,7 ‰, har vannet sin største densitet ved frysepunktet. Ved avkjøling av overflatevannet ned mot frysepunktet vil dermed overflatevannet i dette tilfellet bli tyngre enn vannet i dypere lag. Dette vil medføre vertikal blanding (konveksjon) som vil hemme isdannelse. Is dannes derfor lettere i havet når man har et mindre salt overflatelag.

Lydens forplantningsevne i vann er omtrent 1500 m/s. Den nøyaktige verdien avhenger av saltholdighet, temperatur og trykk, og dette har betydning ved bruk av akustiske instrumenter som ekkolodd og sonar. Lyden dempes relativt lite i vann, og under visse forhold kan lydbølger forplante seg horisontalt tusenvis av kilometer i havet.

Når det gjelder lys, er ikke havvannet på langt nær så transparent som for lyd. Sollyset svekkes relativt raskt når det trenger ned i sjøen. Sjøvannets gjennomsiktighet er meget varierende og avhenger først og fremst av hvor rent vannet er, dvs. hvor fritt det er for slam og organismer. I det hele er vannet i den varme sone, bortsett fra elvemunninger, klart og blått, vann fra polarstrøkene grågrønt. Røde stråler absorberes sterkest i vannet, de grønne og blå går lengst ned. På 50 m dyp finnes ikke noe igjen av de røde og gule lysstrålene, men de blågrønne kan spores ned til noen hundre meter. Fotografiske plater er blitt svertet i et dyp av 1000 m, men har da vært eksponert i 80 minutter. Se også siktedyp.

Det skjelnes mellom rene vindstrømmer, permanente havstrømmer og tidevannsstrømmer.

Rene vindstrømmer settes i gang av det drag vinden utøver på havflaten, men påvirkes av jordrotasjonen. På grunn av denne vil ethvert legeme som beveger seg horisontalt, bli utsatt for en kraft på den nordlige halvkule som virker vinkelrett til høyre for bevegelsesretningen, på dens sørlige vinkelrett til venstre. Kraften vokser med hastigheten og avhenger av breddegraden, idet den er null ved ekvator og størst ved polene. Som først angitt av F. Nansen og beregnet av V. W. Ekman, fører dette til at på den nordlige halvkule vil retningen av den rene vindstrøm i overflaten under idealiserte forhold avvike 45° til høyre for vindretningen, på den sørlige 45° til venstre. I praksis vil avbøyningsvinkelen være 20–45°, avhengig av den turbulente blandingen i havets overflatelag. Med voksende dyp dreier strømmen mer og mer til høyre (eller til venstre) samtidig med at hastigheten avtar. Den samlede transport går tvers av vindretningen. På høye bredder gjør den rene vindstrøm seg gjeldende til et dyp av ca. 100 m, dypere nær ekvator.

Permanente strømmer i de øvre lag av verdenshavene rekker til et dyp av noen få hundre meter nær ekvator, men på høye breddegrader kan de nå dypere. De blir opprettholdt av de relativt stasjonære atmosfæriske sirkulasjonssystemer. På den nordlige halvkule er lufttrykket høyt omkring 30° n.br. Sør for høytrykket blåser vinden mot sørvest (passatene), på nordsiden er vinden mer ustabil, men i hovedtrekk blåser den mot en retning mellom nordøst og øst (vestavindsbeltet). Fordi overflatevannet drives til høyre for vindretningen, vil det samles under høytrykksområdet. dette skaper trykkgradientkrefter i havet. Gjennom balanse med jordrotasjonens avbøyende kraft (corioliskraften) opprettholdes geostrofiske strømmer (se geostrofisk) vestover innenfor passatområdende, østover i vestavindsbeltene.

Skråningen av havflaten pga. vindoppstuing kan beregnes når strømhastigheten er kjent, eller den kan måles ved hjelp av satellitt. Utenfor østkysten av Nord-Amerika hvor Golfstrømmen er 100 km bred, stiger havflaten ca. 1 m mot sørøst, og strømmen i overflaten er ca. 0,7 m/s.

Stort sett gjelder den regel at de permanente havstrømmene går i vindens retning. I vestavindsbeltet rundt Det antarktiske kontinent går strømmen mot øst (Sørishavsstrømmen), men langs kysten av kontinentet hvor østavinden er fremherskende, går den mot vest. Mellom 40° n.br. og 40° s.br. går strømmen vestover i passatstrøkene og østover i vestavindsbeltene. I den nordlige del av Indiske hav veksler strømmene med monsunen. I de ekvatoriale stillebelter går det motstrømmer mot øst. Både disse og de kraftige strømmene utenfor østkystene av kontinentene, Golfstrømmen, Den japanske strøm, Brasilstrømmen og Agulhas-strømmen, skyldes et samspill mellom vindens drag og virkningen av jordrotasjonen. I det nordlige Atlanterhavet går en gren av Golfstrømsystemet nord for Skottland (Den nordatlantiske strømmen) og fortsetter langs Norges vestkyst (Den norske atlanterhavsstrømmen), deler seg lengst nord med en gren som går inn i Barentshavet og en gren som nord for Svalbard dukker inn under det lette overflatevann i Polhavet, og som kan påvises helt til nord for Alaska. På begge sider av Grønlands sørspiss hvor det salte golfstrømvannet blandes med vann fra Polhavet som Øst-Grønlandsstrømmen fører sørover, dannes om vinteren ved avkjøling en vannmasse som bidrar vesentlig til det nordatlantiske dypvann. Denne vannmasse strømmer sørover i Atlanterhavet, og kan i de nordlige deler av Atlanterhavet også nå helt til bunnen. Den vesentlige del av det atlantiske bunnvann dannes imidlertid helt i sør, på sokkelen utenfor Antarktis. Det brer seg nordover langs bunnen til langt over på den nordlige halvkule. I Norskehavet dannes et kaldere bunnvann som renner over Nansenryggen mellom Svalbard og Grønland og fyller nordpolbassenget. I Stillehavet dannes det ikke bunnvann på den nordlige halvkule. Dyp- og bunnvannet i Stillehavet skriver seg vesentlig fra Atlanterhavet og Sørishavet.

Havets dypstrømmer skyldes balanse mellom jordrotasjonens avbøyende kraft (corioliskraften) og horisontale trykkforskjeller på grunn av ulik tyngde av de overliggende vannmassene (se geostrofisk).

Tidevannsstrømmer, se tidevann.

Utveksling av vann mellom verdenshavene og bihavene skyldes oftest ikke vindforholdene, men densitetsforskjeller. I Middelhavet er fordampingen langt større enn tilførsel av ferskvann gjennom nedbør og elver. Saltholdigheten blir stor og havspeilet blir stående lavere enn i Atlanterhavet. I Gibraltarstredet blir det dermed innstrømning av atlanterhavsvann i overflaten, utstrømning av saltere middelhavsvann i dypere lag. I Østersjøen er tilførselen av elvevann stor. Østersjøvann med liten saltholdighet strømmer ut i overflaten av Øresund og Bæltene, mens saltere nordsjøvann strømmer inn langs bunnen. I Atlanterhavet finnes langsomme dypvannsstrømmer. Antarktisk bunnvann kan spores til ca. 23° n.br. og dypvann fra det nordlige Atlanterhavet stiger mot overflaten rundt Det antarktiske kontinent. Utvekslingen av overflatevann med dypvann er av største betydning for planteveksten i havet, da dypvannet er rikt på fosfater og nitrater som plantene trenger.

Areal (km²) Største dyp (m)*
ATLANTERHAVET 106 000 000 9 220
Polhavet 7 260 000 5 450
Middelhavet 2 966 000 5 121
Karibiske hav 2 640 000 7 680
Mexicogolfen 1 300 000 5 203
Hudson Bay 850 000 260
Nordsjøen 575 000 400
Østersjøen 400 000 459
Gulf of St. Lawrence 155 000 550
Irskesjøen 100 000 270
Engelske kanal 75 000 171
INDISKE HAV 75 000 000 7 450
Bengalbukta 750 000 4 177
Rødehavet 438 000 2 600
Persiske bukt 240 000 100
STILLEHAVET 180 000 000 11 035
Sør-Kinahavet 3 400 000 5 000
Beringhavet 2 250 000 2 939
Okhotske hav 1 590 000 3 370
Japanhavet 1 000 000 4 000
Øst-Kinahavet 750 000 2 700
California-bukta 162 000 2 800
Bass Strait 75 000 88

* Tallene varierer noe mellom ulike kilder.

De viktigste grunnstoffene, målt i gram per kg havvann ved 34,33 ‰ konsentrasjon

Klor 18,980
Natrium 10,556
Magnesium 1,272
Svovel 0,884
Kalsium 0,400
Kalium 0,380
Brom 0,065

Kilde: Sverdrup, Johnson og Fleming: The Oceans (1942)

Marianegropen ca. 11 000 m
Tonga–Kermadec ca. 10 800 m
Filippinergropen ca. 10 500 m
Kurilergropen ca. 10 500 m
Japangropen ca. 10 400 m
Boningropen ca. 10 000 m

Alle de nevnte ligger i Stillehavet

Foreslå endringer i tekst

Foreslå bilder til artikkelen

Kommentarer

Har du spørsmål til artikkelen? Skriv her, så får du svar fra fagansvarlig eller redaktør.

Du må være logget inn for å kommentere.