Spikker (1)

Maailmamere suurus. Ookeanid .
Maakera pindalast (510 mln. km2) moodustab maailmameri 70.8% ja maismaa 29.2%. Maailmameri on jaotunud poolkerade vahel ebavõrdselt: põhja poolkera katavad ookeanid ja mered 61% ja lõuna poolkeral 81% pindalast. Hüdrosfääri mass on ligikaudu 1.45*1018 tonni, sellest ligi 93.93% moodustab maailmamere vesi (ca. 1.36*1018 tonni).Maailmamere jaotus ookeanideks ja meredeks on kokkuleppeline. Kindlalt eristatakse kolme ookeani: Vaikne ookean, Atlandi ookean ja India ookean. Neljandaks ookeaniks loetakse Põhja-Jäämerd, mis mõnede maailmamere jaotuste järgi arvatakse Atlandi ookeani osaks. Antarktikat ümbritsevad vett nimetatakse sageli Antarktika ookeaniks. Globaalne veeringe ehk hüdroloogiline tsükkel.Vesi on pidevas ringes ookeani, atmosfääri ja maismaa (järved, jõed, liustikud) vahel. Maailmamere massi ja ookeanidesse siseneva veehulga (sademed, jõed) vahelise seose abil on võimalik arvutada keskmine vee viibeaeg maailmameres. Joonisel 2.1 toodud arvväärtuste korral saame vee viibeajaks maailmameres 2600 aastat. Teiste hinnangute puhul ( aurumine 336*103 km3 aastas, sademed 300*103 km3 aastas ja sissevool jõgedest 36*103 km3 aastas) on saadud viibeaja hinnanguks 4000 aastat. Vee viibeajaks Läänemeres on hinnatud mõnikümmend aastat. Atmosfääris toimub väga kiire veevahetus – viibeaeg on ca. 10 päeva. Maailmamere geomorfoloogilised elemendid. Maakera raadius on 6370 km. Maksimaalsed kõrguste vahed kõrgeimate mäetippude ja sügavaimate süvikute vahel jäävad ainult 20 km piiridesse . Seega on kõrguste muutused maakera pinnal väga väikesed võrreldes maakera raadiusega .Maakera kuni 80 km paksust kesta – maakoore ehk litosfääri – võib jagada kaheks tüübiks: mandriliseks maakooreks ja ookeaniliseks maakooreks. Mandriline maakoor on paksusega 30-80 km ja koosneb kolmest kihist (settekiht, graniidikiht ja bassaldikiht). Ookeaniline maakoor on tunduvalt õhem (kuni 10 km) ja koosneb ainult kahest kihist (settekiht ja bassaldikiht). Mered – maismaasse lõikunud või avaookeanist veealuste kõrgendike või saartega eraldatud suhteliselt suur maailmamere osa (mille hüdroloogiline režiim erineb ookeani omast maismaa mõju ja ookeanist eraldatuse tõttu). Erandiks on näiteks Sargasso meri Atlandi ookeanis, mis on eraldatud muust ookeanist hoovusteringiga.Ajalooliselt kutsutakse meredeks ka mõnesid soolase veega järvesid: Kaspia meri, Araali meri, Surnumeri. Meresid võib liigitada alljärgnevalt:
1)ääremered – külgnevad mandriga, eraldatud ookeanist poolsaarte või saartega; ääremerede veevahetus ookeaniga on suhteliselt intensiivne, nende hüdroloogiline režiim on lähedane ookeani omale; näiteks Barentsi, Jaapani, Kariibi, Ohhoota, Beringi ja Kollane meri;
2) sisemered – ümbritsetud kõikidest külgedest maismaaga , ühendus ookeaniga ühe või mitme väina kaudu; veevahetus ookeaniga piiratud, hüdroloogiline režiim erineb oluliselt ookeani omast; näiteks Läänemeri, Vahemeri , Must meri, Punane meri, Valge meri;
3)saartevahelised mered – eraldatud avaookeanist saartega, mis ainult vähesel määral takistavad veevahetust ookeaniga; näiteks Jaava meri ja Iiri meri. Ookeanide põhjareljeefis erisatatakse järgmisi elemente:1) Šelf ehk mandrilava . Maailmamere rannikuäärne, väikese kaldega ala. Geoloogiliselt on šelf mandri pikendus, iidse maismaa üleujutatud osa, kus sageli leidub maimaa pinnavorme, näiteks jõeorge ning nafta, kullaliiva jt. maardlaid. Šelfi merepoolseks piiriks on suureneva kaldega kitsas üleminekuala, mida nimetatakse šelfi kulmuks. Šelfi kulmu sügavus võib olla paarikümnest meetrist kilomeetrini, keskmine sügavus 130 m. Šelfi laius kõigub peaaegu nullist kuni 1000 kilomeetrini.2)Mandrinõlv. Suhteliselt järsu kaldega ala. Ulatus tavaliselt väike 20-100 km. Mandrinõlva alumiseks piiriks loetakse kohta, kus kalle on vähenenud 1:40-le; enamjaolt sügavusel 1400 -3200 m. Edasi eristatakse veel mandrijalamit (väike kalle, suhteliselt sügav, kuid mandriline maakoor) ja üleminekuala mandrilise ja ookeanilise maakoore vahel.3)Ookeanisäng (abyssal plain ). Maailmamere sügav osa, hõlmab üle 2/3 ookeanide pindalalst. Enamjaolt lauge , kuid võib esineda mäestikke ja sügavaid orge (süvikuid, oceanic trench ) Soolsuseks nimetatakse lahustunud mineraalsoolade massi merevee massiühiku kohta, mida klassikaliselt väljendatakse promillides (‰).Tänapäeval on üle mindud praktilisele soolsuse skaalale (PSU), kus instrumentaalselt mõõdetud elektrijuhtivuse, temperatuuri ja rõhu abil määratakse merevee soolsus empiirilise algoritmi abil. Soolsuse praktilise skaala korral kehtib 35 ‰ ≈ 35 PSU. Ookeani pinna soojusbilanss . Summaarse soojusvoo
läbi ühikulise ookeanipinna võib esitada järgneva summana:
(3.4)
kus
on neeldunud osa Päikese summaarsest kiirgusest (otse- ja hajuskiirguse summa lainepikkuste vahemikus 380-2500 nm),
– ookeani ja atmosfääri pikalaineliste kiirguste (soojuskiirguse) vahe,
– ookeani soojuskaod vee aurumisel,
– kontaktne soojusvahetus ookeani ja atmosfääri vahel,
– sademetest põhjustatud soojuskaod ja
– soojuse juurdevool jõgedest ( viimased kaks liiget võib ookeani jaoks summaarselt tühiseks lugeda). Toodud avaldist nimetatakse ookeani pinna soojusbilansiks.
Aastas langeb ookeani pinnale
kcal ehk
kJ päikesekiirgust. Sellest umbes 8% peegeldub tagasi atmosfääri, s.t. ookeani pinna peegeldusvõime ehk albeedo on . Avaookeanis neeldub 1 cm kihis umbes 25%, 1 m kihis 60% ja 40 m kihis praktiliselt 100% päikesekiirgusest.Kuna peaaegu igal pool on ookeani pinnatemperatuur keskmiselt kõrgem kui atmosfääri temperatuur (keskmiselt 3ºC võrra), siis ookeani pinnaühiku poolt atmosfääri kiiratud soojuskiirgus on keskmiselt suurem kui atmosfääri vastukiirgus (pikalaineline kiirgus on võrdeline keha absoluutse temperatuuri neljanda astmega). Seega on
suunatud ookeanist atmosfääri ja ookean tervikuna kaotab soojust. Aastas aurustub ookeanist umbes 1 m kiht vett, millega kaasnevad suhteliselt suured ookeani soojuskaod – . Oma kõrgema temperatuuri tõttu soojendab meri vahetult tema kohal olevat õhukihti. Konvektiivse või turbulentse segunemise tagajärjel asendub soojenenud õhk külmemaga, mis omakorda soojeneb. Järelikult on kontaktne soojusvoog
suunatud ookeanist atmosfääri. TS-diagrammidTänapäeval mõõdetakse merevee temperatuuri ja soolsust CTD-sondide abil (C – conductivity, T – temperature, D – depth). Mõõtmistulemused esitatakse temperatuuri, soolsuse ja tiheduse vertikaalsete profiilidena, kus vertikaalteljel on rõhk ehk sügavus (kuna rõhuühik 1 dbar vastab ligikaudu sügavusele 1 m) ning horisontaalteljel temperatuur (T), soolsus (S) ja suhteline tihedus ().Mere termohaliinse struktuuri uurimisel esitatakse tulemused sageli TS-kõverate näol. TS-diagrammide meetod võimaldab määrata, milliste temperatuuri ja soolsuse väärtustega veemasside segunemisel (ja missuguses proportsioonis) on uuritav veemass kujunenud, kui püsiv on stratifikatsioon jne. Kahe veemassi segunemine . Kui veemass on täielikult homogeenne , siis on selle veemassi graafikuks TS-diagrammil punkt. Vaatleme kahe homogeense veemassi segunemist. Esimese veemassi temperatuur ja soolsus on
ja , teise veemassi temperatuur ja soolsus vastavalt
ja . Näitame, et ükskõik missuguses proportsioonis veemassid ei segune, asub segunenud veemassi kujutav punkt TS-diagrammil (temperatuuriga
ja soolsusega ) esialgseid veemasse kujutavaid punkte ühendaval sirgel. Kolme veemassi segunemine
Kui uus veemass on moodustunud kolme veemassi I, II ja III segunemisel, siis segu R peab asuma TS-diagrammil punktide I, II ja III ühendamisel tekkinud kolmnurga sees. Kui on teada segunenud veemassi temperatuur () ja soolsus (), siis võib veemasside proportsioonid segus määrata graafiliselt – joonisel 4.3 kujutatud lõikude a – f mõõtmise ja vastavate suhete arvutamise teel. Toodud näite jaoks saame ligikaudu suhte I : II : III = 0.40 : 0.45 : 0.15. Järelikult on veemass R tekkinud ligikaudu 40% veemassi I, 45% veemassi II ja 15% veemassi III segunemisel. Temperatuuri ja soolsuse mõõtmine. Merevee temperatuuri ja soolsust on määratud üle saja aasta kasutades Nanseni batomeetreid (vasak joonis), mille külge on kinnitatud pöördtermomeeter, kusjuures batomeetri abil võetud veeproovist määratakse soolsus kas tiitrimise teel või salinomeetri abil. Paremal joonisel on kujutatud CTD-sondi vettelaskmist vintsi abl; sond mõõdab elektrijuhtivust, temperatuuri ja rõhku, andmed salvestatakse sondi mäluplaadile või saadetakse kaabli abil otse pardaarvutisse. Merevee olekuvõrrand diferentsiaalkujulKuigi merevee tihedus muutub looduslikes tingimustes ainult mõne protsendi ulatuses, on paljude protsesside juures väga tähtis just tiheduse jaotus (nii horisontaalne kui vertikaalne jaotus).Keskkonna tiheduse sõltuvust seda määravatest parameetritest nimetatakse olekuvõrrandiks. Merevee puhul määravad tiheduse temperatuur (T), soolsus (S) ja rõhk (p). Seega on merevee tihedus
funktsioon kolmest muutujast:
(5.1)
Merevee olekuvõrrand integraalkujul
Praktilistes arvutustes kasutatakse olekuvõrrandit integraalkujul, mille saamiseks arendatakse eriruumala või tihedus Taylori ritta mingi punkti ümber (näiteks , ºC ja
mbar.Merevee tiheduse arvutamiseks on tänapäeval välja töötatud küllaltki täpsed empiirilised valemid. Teatud eeldustel on võimalik arvutada tihedus lihtsustatud valemite abil, nagu näiteks Lineikini valem:
(5.5)
Stratifikatsioon.Ookeanis on tavaliselt püsiv kihistus (stratifikatsioon) – tihedamad veekihid paiknevad kergematest allpool. Juhul, kui mingi häirituse tõttu satub kergem veeosake tihedama veekihi alla, hakkab mõjuma Archimedese jõud ja veeosake liigub tagasi üles. Tulenevalt tiheduse vertikaalsest jaotusest on võimalikud hüdrostaatilise stabiilsuse jaoks 3 varianti .1Stabiilses kihis tihedus kasvab merepõhja suunas,
ja veeosakese liikumise võrrandi (5.13) üldlahendiks on , mis kujutab endast veeosakese võnkumisi tasakaalu asendi
ümber perioodiga .2Ebastabiilses kihis tihedus kahaneb merepõhja suunas,
ja liikumisvõrrandi (5.13) üldlahend on , st hälve kasvab ajas eksponentsiaalselt. Sellega kaasneb konvektsioon ehk hüdrostaatilisest ebastabiilsusest tulenev kihi kiire läbisegamine, mille tulemusena läbisegunenud kiht saab olema hüdrostaatiliselt stabiilne.3Neutraalse kihis on tihedus konstantne, , ujuvusjõudu vertikaalse liikumise juures ei teki ning veeosake on ükskõikses tasakaalus. Merevee massi jäävuse võrrand
Massi jäävus väljendab fakti, et vee mass igas suletud süsteemis on ajas muutumatu, s.t. massi ei looda juurde ega hävitata. Näiteks, vaadeldes statsionaarset voolamist silindrilises, muutuva ristlõikega torus, peab igasse toruosasse sissevoolava vedeliku hulk võrduma sellest toruosast väljavoolava vedeliku hulgaga. Soolade difusiooni võrrandAnaloogselt massi (tiheduse) jäävuse võrrandile võib välja kirjutada võrrandid ka merevees lahustunud ainete (näiteks soolade) kohta. Kui tihedus võrrandis (6.5) asendada soolade tihedusega () merevees, siis analoogia põhjal saame soolsuse jäävuse võrrandi:
(6.8)
kus
on soolade voog. Temperatuuri ülekande (soojusvahetuse) võrrandAnaloogselt soolade difusiooni võrrandile saab tuletada soojuse difusiooni (ehk temperatuuri ülekande) võrrandi, mis omab kuju:
(6.14)
Merevee liikumise põhivõrrandid.Merevee liikumise põhivõrrandite saamiseks kasutame hüdromehaanika kursuses tuletatud Navier -Stokes’i võrrandeid.
,
,
(7.1)
.
Massijõudude kiirendustest
võetakse liikumiste kirjeldamisel ookeanis tavaliselt arvesse raskuskiirendus ja Coriolise kiirendus. Kui
ja telg suunata horisontaaltasandil vastavalt itta ja põhja ning telg vertikaalselt alla, siis avaldub raskuskiirendus kui . Coriolise kiirendus arvestab valitud taustsüsteemi mitteinertsiaalsust, s.t. seda, et koordinaatteljestik on seotud pöörleva Maaga. Coriolise kiirendus avaldub vektorkorrutisena , kus
on Maa pöörlemise nurkkiiruse vektor ja
on hoovuskiirus. Kirjutame toodud vektorkorrutise välja kui (arvestades, et telg on suunatud alla, s.t. tegu on vasaku käe koordinaadistikuga):
kus
on laiuskraad . Samade horisontaalkiiruste korral sõltub Coriolise kiirendus ja Coriolise jõud geograafilisest laiusest , mida väljendabki Coriolise parameeter :
(7.2)
Võrrandite süsteem liikumiste kirjeldamiseks meres
Liikumiste kirjeldamiseks meres on vajalik määrata seitse parameetrit –
ehk seitse tundmatut. Nõutavad seitse diferentsiaalvõrrandit nende tundmatute määramiseks on eelmistes loengutes tuletatud kuus võrrandit: olekuvõrrand ,
pidevuse võrrand– divergentsivaba vedeliku pidevuse võrrand;
soolade difusiooni võrrand ja temperatuuri ülekande võrrand ning
liikumisvõrrandid, millest viimase võib ümber kirjutada hüdrostaatilises lähenduses, kui:
(7.5)

Mastaapanalüüsi põhimõtted

Saadud võrrandisüsteemi lihtsustamisel kasutatakse sageli võrrandite liikmete suurusjärkude võrdlevat hindamist mastaapanalüüsi abil. Toome sisse horisontaalse ruumimastaabi
, sügavuse mastaabi
ja ajamastaabi
ning läheme üle dimensioonitutele koordinaatidele . Toome sisse ka kiiruse mastaabid ,
ja läheme üle dimensioonitutele kiirustele
. Geostroofiliseks voolamiseks nimetatakse liikumist, mille puhul rõhu gradiendist tingitud jõud (horizontal pressure gradient force ) on tasakaalus Coriolis ’e jõuga:
(8.1)
s.t. liikumine on statsionaarne , arvesse ei võeta mittelineaarseid liikmeid ja turbulentset segunemist iseloomustavaid liikmeid, ehk liikumisvõrrandite lihtsustamisel on järgmised eeldused:1voolamine on statsionaarne ;2advektsiooni osatähtsus väike, Rossby arv
, mistõttu .;3väljaspool piirikihte on turbulentsi mõju väike, mistõttu A = kz = 0 Eeldades, et võrrandites (8.1) kehtivad lihtsustused ja , saame geostroofilise voolufunktsiooni kujul
(8.2)
Konstantse tiheduse korral rõhu horisontaalgradient ja seega ka geostroofiline hoovus ei sõltu sügavusest. Seda olukorda nimetatakse barotroopseks voolamiseks. Sama olukord esineb ka siis, kui tihedus kasvab sügavusega, kuid samarõhupinnad ( isobaarid ) on paralleelsed (joonis 8.3,a) samatiheduspindadega (isopüknidega). Ookeanis enamasti temperatuur, soolsus ning seega ka tihedus muutuvad nii horisontaalis kui ka vertikaalis nii, et isopüknid on isobaaride suhtes kaldu (joonis 8.3,b) ja rõhu horisontaalgradient ja geostroofiline kiirus muutuvad sügavusega. Seda nimetatakse barokliinseks voolamiseks. Kiiruse jaotuse arvutust (8.9)-(8.11) mõõtmistulemuste põhjal nimetatakse dünaamiliseks meetodiks . Praktikas arvutatakse kõigepealt tiheduse andmetest välja nn dünaamiline kõrgus. Dünaamiliseks topograafiaks nimetatakse dünaamiliste kõrguste interpoleeritud jaotust mõõtepunktides leitud väärtuste põhjal. Edasi leitakse seose (8.9) abil geostroofiline voolufunktsioon ning seoste (8.10) ja (8.11) kaudu geostroofilised kiirused. Dünaamiline meetod on nn diagnostiline meetod, kuna ta võimaldab mõõdetud tiheduse andmete järgi määrata nendega geostroofilises kooskõlas olevate hoovuste jaotuse. Seejuures eeldatakse, et nii tiheduse kui ka hoovuste väljad muutuvad aeglaselt, mis võimaldab kasutada statsionaarset lähendust. Ookeani tsirkulatsiooni skeemid on koostatud põhilises osas dünaamilise meetodi abil.Dünaamilise meetodi nullnivoo määramine on meetodi kõige küsitavamaks osaks. Ookeanis võetakse kiiruste nullnivooks sageli 1500 m, kuid mitmetes ookeanide osades võib sellel nivool olla hoovuse kiirus nullist märgatavalt erinev. Ekmani hoovuseks nimetatakse tuule poolt tekitatud mere pinnalähedase kihi liikumist, mille kirjeldamiseks on tehtud järgmised lihtsustused merevee liikumisvõrranditesse:
1) merevee tihedus loetakse vaadeldavas piirkonnas muutumatuks
(9.1)
2) merepind on horisontaalne ja vertikaalsed kiiruseid võib mitte arvesse võtta
(9.2)
3) liikumine on statsionaarne
(9.3)
4) puuduvad kiiruse horisontaalsed gradiendid
(9.4)
Järelikult võib liikumisvõrrand - ja - komponentide kohta kirjutada välja järgnevalt:
(9.5)
Ekmani hoovuse analüütiliseks kirjeldamiseks antakse ääretingimusena merepinnal
ette tuulepinge
(8.5)
Ekmani spiral .Ajalooliselt on Ekmani hoovuse kirjeldamine alguse saanud eelmise sajandi lõpus, mil Nansen pani tähele, et jää triivib tuule suunast 20º-40º paremale. Selgituse leidis Ekman: statsionaarses triivhoovuses on hõõrdejõud ja Coriolise jõud tasakaalus, mistõttu hoovus sügavusega kahaneb, kuid samal ajal sügavuse kasvades pöördub põhjapoolkeral paremale .Üle hõõrdekihi vertikaalselt integreeritud kiirus on tuulega risti . Upwelling ehk süvaveekerge. Ranniku lähedal võivad triivhoovused põhjustada süvaveekerkeid ehk “upwelling’uid”. Joonisel 9.2 on toodud skeem, kuidas toimub vee liikumine, juhul kui küllalt pikka aega puhub pikirannikut tuul. Kuna Ekmani hoovuses on vee transport suunatud tuule suunast 90º paremale (põhjapoolkeral), siis toimub ülemise veekihi liikumine kaldast eemale. Kompensatsioonina tõuseb pinnalähedasse kihti alumise kihi jahedam (ja toitainerikas) vesi. Divergents ja konvergents.Ookeani kohal on suured püsivad tuulte keerised. Triivhoovuste tuule suunast kõrvalekaldumise tõttu tekivad kokku või lahkuvoolamised (joonis 9.3). Lahkuvoolamise (divergentsi) korral vesi tõuseb, mida kutsutakse ka Ekman pumping. Liikumapanevad jõud.Nii ookeani kui atmosfääri tsirkulatsiooni liikumapanevaks jõuks on Päikese energia. Kiirgusbilanss on positiivne madalatel laiuskraadidel ja negatiivne kõrgetel laiuskraadidel (joonis 10.1). Kuna keskeltläbi merevee ja õhu temperatuur ajas märkimisväärselt ei muutu, siis peab eksisteerima mehhanism, mis kannab soojust madalatelt laiuskraadidelt pooluste poole. Selles soojuse ülekandes osalevad nii tuuled atmosfääris kui hoovused ookeanis. Ookeanide üldtsirkulatsiooni tekkel on tähtis osa püsivatel passaattuultel subtroopikas ja läänesuunalisel ülekandel parasvöötmes. Tuulte, maakera pöörlemise ja merevee tiheduse gradiendid on põhjuseks, miks mandritevahelistes ookeanides moodustuvad subtroopilised ringvoolud ( subtropical gyre). Ekvaatoril on Coriolis'e parameeter
ning geostroofika vahetult ekvaatoril ei kehti. Samal ajal ekvaatori ületamisel muudab märki. Seetõttu esinevad kõigis ookeanides ekvatoriaalhoovused – kitsad tsonaalsed hoovused, mis võivad olla vastassuundades. Atlandi ookeanis on idasuunaline vastuhoovus veepinna all, Vaikses ookeanis ulatub vastuhoovus ka veepinnale. Ümber Antarktika on voolamisel vaba ruumi ning seal esineb Antarktika ringvool . Põhja-Jäämere külm vesi on ava-ookeaniga ühendatud kitsaste väinade kaudu, tuntumad on Labradori ja Oyashio hoovus.β- effekt Kõigis ookeanides esineb hoovuste läänesuunaline intensiivistumine (westward intensification), vt. Golfi hoovus, Kuroshio, Oyashio, Brasiilia hoovus, Agulhas'i hoovus (joonis 10.5). Selle tekkimiseks on oluline Maa pöörlemise nurkkiiruse projektsiooni muutumine laiuskraadiga, nn. -effekt. Nimi tuleneb sellest, et esimeses lähenduses saab Coriolis'e parameetri muutumise kirjutada kujul , kus
on põhja-lõunasuunaline koordinaat. El Niño – klimaatiline fluktuatsioon Vaikse ookeani ekvatoriaalosas, mis esineb kord iga 2-10 aasta kohta. Selgeimaks märgiks on erakordselt soe vesi Ekuadori ja Peruu ranniku lähedal mõne kuu jooksul peale uut aastat (El Niño – tõlkes “Jumala laps”). Upwelling ookeanide idarannikul. Hoovused ookeanide idaosas on tavaliselt nõrgemad kui lääneosas (läänesuunaline intensiivistumine). Piirikihi hoovustega idas on aga tihti seotud upwellingud, mis omavad suurt tähtsust bioloogilise produktsiooni kõrge taseme hoidmisel nendes piirkondades (näiteks Aafrika läänerannik, Blanc’i neeme ümbruses).Pikkade lainete mõju tsirkulatsioonile
Hoovuste struktuur ookeanis reageerib “kiiresti” muutuvatele välismõjudele (näit. tuulevälja muutustele). Häiritused kantakse vees üle lainetena. Vastavalt tiheduse ja rõhu isojoonte paralleelsusele või lõikumisele nimetatakse laineid barotroopseteks või barokliinseteks. Pikad lained on mõjutatud Coriolis’e jõu poolt. Eristatakse kaht põhiklassi – Kelvini ja Rossby lained. Kelvini laine kujutab endast veetaseme häirituse liikumist piki kallast (nõlva), kus Coriolis’e jõud on tasakaalus veetaseme kaldest tingitud rõhu gradiendiga. Barotroopsed Kelvini lained hääbuvad kaldast kaugusel, mida nimetatakse Rossby deformatsiooni raadiuseks (L = c/f; kus c on laine levikukiirus ja f on Coriolis’e parameeter). Ekvaatoril on Coriolis’e jõud null. Tänu sellele osutub võimalikuks ekvatoriaalse Kelvini laine olemasolu. Ekvatoriaalne Kelvini laine kujutab endast ida suunas liikuvat Kelvini lainete paari, millest üks asub lõuna poolkeral ja teine põhja poolkeral (laine levikukiirus on 200 m/s ja horisontaalne mõõde 2000 km). Rossby (ehk planetaarsed) lained liiguvad mööda ekvaatorit või teatud laiuskraadi ja on seotud potentsiaalse pöörise jäävuse seadusega (f+)/D = const ), kus  on suhteline pööris ja D – veekihi paksus. Rossby lainete mastaap ookeanis on sajad kilomeetrid. Põhimõisted lainete kirjeldamiselLaineteks nimetatakse pidevas keskkonnas levivat perioodilist häiritust. Pinnalained kujutavad endast merepinnal levivat perioodilist häiritust, siselainete all mõistetakse stratifitseeritud keskkonnas levivaid perioodilisi tiheduse jaotuse häiritusi. Merepinnal võivad lained tekkida tuule mõjul (tuulelained), Päikese või Kuu külgtõmbe mõjul ( looded ehk tõus-mõõn), vulkaanipursete , maalihete või muu loodusliku jõu mõjul, aga ka näiteks laevade liikumise mõjul. Sõltuvalt sellest, mis jõud seisab vastu häirituse kasvule (ja seega, paneb pinna võnkuma tasakaaluasendi ümber) eristatakse gravitatsioonilaineid ja, näiteks, kapillaarlaineid. Pikkadeks laineteks nimetatakse pinnalaineid, mille pikkus on suurem kui mere sügavus antud kohas. Lühikesteks laineteks nimetatakse laineid, kui mere sügavus on palju kordi suurem lainete mõõtmetest ning põhja olemasolu ei avalda mõju veeosakeste trajektooridele lainetes. Pinnalainete statistiline kirjeldamineMeres ei ole pinnalained üldjuhul ühe kindla sageduse, amplituudi ja faasiga levivad lained, vaid kujutavad endast erinevate parameetritega lainete summat ehk superpositsiooni. Tuul on alati turbulentne ehk ebaühtlane. Keskmine tuul tekitab hõõrdepinge kaudu hoovuseid (nt Ekmani triivhoovus ) ja pikki laineid. Tuule turbulentsed pulsatsioonid tekitavad pinnalaineid. Tuulelained tekivad, kui tuule kiirus ületab 1 m/s. Lainete kasvu algfaasis ergutavad Philipsi teooria järgi tuulega seotud õhurõhu pulsatsioonid nn resonantsmehanismi kaudu lühikese pikkusega laineid. Lainete amplituudi kasvades hakkab Miles ’i nn nihketeooria järgi lainetele mõjuma laineharjades tuule hõõrdpinge, mis kasvatab lainekõrgust veelgi. Lainekõrgus kasvab püsiva tuule korral kuni küllastusnivooni. Lainete ja hoovuse vastasmõju.Kui lained levivad piirkonda, kus nendele mõjub laine levikuga samasuunaline või vastassuunaline hoovus, siis laine periood, pikkus ja kõrgus muutuvad.
Samasuunalise hoovuse puhul, mille kiirus on u, peab perioodi samaks jäämisel kehtima seos: T = L0/c0 = L/(c+u). Seega laine pikkus peab suurenema ja energia jäävuse seisukohalt peaks laine kõrgus vähenema. Vastassuunalise hoovuse puhul aga laine pikkus väheneb ja laine kõrgus kasvab. settimine - raskusjõu mõjul langevad hõljuvad osakesed teatud kiirusega voolusängi põhja suunas,resuspensioon - voolusängi põhjas olevad osakesed tõmmatakse hõljuvasse olekusse, kui põhja lähedal on vee liikumise kiirus kriitilisest väärtusest suurem. Madal rannikumeri on tugevalt mõjutatud tuulelainetest, mis laineharjade murdudes tekitavad rannalähedasi hoovusi ning erodeerivad merepõhja ja rannajoont .