hav

Vannet i havet består av cirka 96,5 prosent vann og 3,5 prosent vanlig bordsalt (natriumklorid) i form av oppløste ioner av natrium og klor. Havvannet inneholder ellers både faste stoffer og gasser. Trolig finnes alle grunnstoffer løst i havvannet, de fleste i veldig lave konsentrasjoner. Av gull finnes for eksempel seks gram i en million tonn vann. De løste stoffene i havet forekommer nesten bare som ioner (dissosiert). Salter får man først ved fordamping. Se tabellen for den gjennomsnittlige masseandelen av de stoffene som det forekommer mest av.

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.

Temperaturen i havet er høyest i tropiske farvann, hvor den over store strøk er 27–28 grader celsius (°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 varmere strøk.

Som alminnelig regel kan man si at i de tropiske farvannene er havet varmest i vest, men på høyere bredder er det varmest i øst. Dette henger sammen med den alminnelige sirkulasjonen i havet. Store temperaturforskjeller finnes bare i overflaten og ned til noen få hundre meters dyp. Dypere ned er vannmassene svært homogene, både i saltholdighet og temperatur, og vannet er kaldt, i Atlanterhavet bare 2–4 °C, i Norskehavet under –1 °C. Enkelte tropiske bassenger som er skilt fra storhavet ved øyrekker og grunne sund, kan imidlertid ha mye høyere temperatur helt til bunns (se også bunnvann).

Sjøvannets densitet (tetthet) er ved 0 °C, 35 g/kg og 1 atmosfæres trykk lik 1028 kg/m³. Det er ikke noen enkel sammenheng mellom densiteten og de faktorene som bestemmer denne, men som resultat av laboratorieforsøk er det utviklet en internasjonal standardisert matematisk formel til beregning av densiteten når temperatur, saltholdighet og trykk er kjent. Generelt vil densiteten øke med saltholdigheten og avta med temperaturen. Sjøvannet er litt sammentrykkelig, og densiteten vil øke med trykket.

I oseanografi er det svært viktig å bestemme sjøvannets densitet så nøyaktig som mulig, da små forskjeller i densitet påvirker havstrømmene i stor grad. Derfor ble det i 2010 innført en ny formel for densiteten av sjøvann basert på termodynamikk. Når man kjenner sjøvannets temperatur og absolutte saltholdighet samt trykket, kan man beregne gibbsenergi (basert på en empirisk formel), og derav finne densiteten i tillegg til en rekke andre termodynamiske egenskaper som man tidligere hadde egne formler for. Dette gir en mer nøyaktig densitet fordi den er basert på absolutt saltholdighet (den faktiske masseandelen av salt i sjøvannet), i stedet for praktisk saltholdighet, som er beregnet av sjøvannets elektriske ledningsevne.

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 ismassene 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 grader sørlig bredde 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 fjordene i Norge, store deler av Østersjøen, og endog Asovhavet. 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 temperaturen for densitetsmaksimumet. Når saltholdigheten er 35 g/kg, er frysetemperaturen –1,9 °C. For havvann der saltholdigheten er større enn 24,7 g/kg, 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 meter per sekund. 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 svært varierende og avhenger først og fremst av hvor rent vannet er, altså hvor fritt det er for slam og organismer. I det hele er vannet i den varme sonen, bortsett fra elvemunninger, klart og blått, mens vann fra polarstrøkene er grågrønt. Røde stråler absorberes sterkest i vannet, de grønne og blå går lengst ned. På 50 meters 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.

I tillegg til lydbølger er det mange andre typer bølger i havet. Bølger er et resultat av forstyrrelser fra likevekt.

Bølgene som dannes når det blåser, vindsjø, forplanter seg over havets overflate fordi tyngdekraften forsøker å gjenskape likevekt slik at overflaten blir horisontal. Disse bølgene er fra noen få centimeter til flere hundre meter lange. De korteste, krusningene, er også påvirket av overflatespenningen i vannet.

Tsunamier forårsaket av undersjøiske jordskjelv eller spesielle værforhold (meteo-tsunami) er også tyngdebølger. De er veldig lange og vandrer mye hurtigere enn vindbølger.

Tidevannet er enda lengre tyngdebølger. I motsetning til vindbølgene og tsunamier er tidevannet også styrt av jordrotasjonens avbøyende virkning, coriolisakselerasjonen. Denne fører til at vannstrømmer dreies mot høyre på den nordlige halvkulen og mot venstre på den sørlige. Dette skaper treghetsvingninger med en frekvens som er lik coriolisparameteren. Tidevannet brer seg som tyngde-treghetsbølger til havs og kelvinbølger langs kysten.

På planetær skala er ikke tyngdekraften lenger så viktig; da er det Jordens kuleform, som fører til at jordrotasjonens avbøyende virkning øker med breddegraden, som gir opphav til planetariske bølger i form av vandrende meandere og virvler.

Også nede i dypet er det bølger. Temperatur og saltholdighet varierer, slik at de øverste vannlagene er lettere enn de i dypet. Da vil det oppstå indre bølger som ligner overflatebølgene, men de har mye større utslag og går mye langsommere.

Strømmene i havet styres av topografien (kyst- og bunnformasjon), og drives av vind og horisontale trykkforskjeller. De er også påvirket av jordrotasjonens avbøyende virkning.

Storskala-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 grader nordlig bredde. 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 vestover innenfor passatområdende, østover i vestavindsbeltene.

Skråningen av havflaten på grunn av 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 cirka 1 meter mot sørøst, og strømmen i overflaten er på cirka 0,7 meter i sekundet.

Stort sett gjelder det 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 grader nordlig bredde og 40 grader sørlig bredde går strømmen vestover i passatstrøkene og østover i vestavindsbeltene. I den nordlige del av Det indiske hav veksler strømmene med monsunen. I de ekvatoriale stillebeltene 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 overflatevannet 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 dypvannet. Denne vannmassen strømmer sørover i Atlanterhavet, og kan i de nordlige delene av Atlanterhavet også nå helt til bunnen. Den vesentlige del av det atlantiske bunnvannet 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).

Storskala strømmene i overflaten og dypet utgjør til sammen den globale havsirkulasjonen. Det tar om lag tusen år for en vannpakke å ta en rundtur som starter med nedsynkning i Nord-Atlanteren, strømme sørover i dypet, runde rundt Afrika og Australia, dukke opp i overflaten nord i Stillehavet, og følge overflatestrømmer tilbake til utgangspunktet. Disse storskala strømmene er en viktig del av klimasystemet.

På mindre skala har vi tidevannsstrømmer, og strømmer knyttet til utveksling av vannmasser i fjorder og randhav. De kan ofte være mer intense enn storskala strømmene.

* Tallene varierer noe mellom ulike kilder.

Alle de nevnte dypene ligger i Stillehavet.

• plante- og dyreliv i havet
• havforurensning
• havforskning
• havnivå
• havbunnen
• havbølger
• havstrømmer
• havrett

• Breen, Ola (2003), Oseanografi.
• Sulebak, Jan R. (1991), Havlære. Les boka på nb.no
• Sverdrup, Harald Ulrik (1952), Havlære. Les boka