2. Istoricul Oceanografiei

 Am rescris cursul de istorie a Oceanografiei. Deorece dimensiunea este mai mare va invit sa faceți download în format pdf.

Acest material este obligatoriu pentru examenul susținut în sesiunea de iarnă.

Curs 3. Bazinele oceanice

 

Cunoaşterea reliefului bazinelor oceanice a început din a doua jumătate a secolului al XIX-lea, fiind impulsionată de trasarea cablului de telegraf. Această activitate a dus la identificarea dorsalei trans-atlantice şi a ridicat noi probleme legate de relieful submers, până atunci existând ideea că aspectul general este de câmpie uniformă.

Progrese mari s-au înregistrat o dată cu inventarea sistemului de sondare acustică (echo-sounder) în perioada anilor 1920. Prin determinarea timpului de răspuns al unui semnal care se întoarce la navă, cunoscând viteza de propagare a sunetului în apă, se poate afla automat adâncimea.

Hărţi noi ale fundurilor oceanice au reuşit să fie elaborate, combinând sute de profile trasate cu sonarul. Din anii 1970 s-au dezvoltat sisteme complexe de măturare a reliefului oceanic, folosind mai multe semnale care lucrează simultan. Cu toate acestea, doar o mică parte din relieful oceanic a reuşit să fie cartat.

Trecerea de la relieful continental la cel al bazinelor oceanice se face prin intermediul MARGINILOR CONTINETALE. Prin această noţiune înţelegem relieful grefat pe crustă continentală ce racordează continentele cu bazinele oceanice prin forme de relief majore, cu profil general convex/concav, cu dimensiuni de mii de km şi cu evoluţii perceptibile în intervale de timp de ordinul milioanelor de ani. (E. Vespremeanu, 1989).

Componentele M.C.

Şelful continental: este o veche câmpie acoperită în prezent de apă, care are lăţimi medii globale de 65 km. Panta sa este redusă şi se extinde până la adâncimi medii de 180m. El se termină printr-o ruptură de pantă (muchia şelfului), care face trecerea spre unitatea următoare, versantul continetal. Numit impropriu povârniş, această unitate prezintă pante mai mari, între 3-6 gr. remarcându-se ca cele mai extinse suprafeţe înclinate de pe Terra. În cadrul lor se întâlnesc canioane submerse cu energii de relief de peste 1000m. Dimensiunile canioanelor întrec de multe ori valorile celor dezvoltate pe continente. Printre cele mai cunoscute canioane amintim: canionul Monterrey, canionul Indusului etc. Scurgerile turbiditice stau la baza modelării permanente a acestora, manifestându-se prin curenţi descendenţi, încărcaţi cu sedimente de diferite dimensiuni.V.C. coboră până la adâncimi de 3000-4000m, fâcând trecerea către câmpiile abisale prin intermediul unor forme de tranziţie, glacisurile continetale. În cadrul acestor unităţi se remarcă prezenţa conurilor abisale, cu formă generală de evantai (deep sea fan). Toate fluviile au mari conuri abisale, cel mai impresionant fiind cel al sistemului Gange-Brahmaputra. În Marea Neagră Dunărea a format conul abisal euxinic.

Coasta: formă de relief din cadrul M.C. alcătuită din câmpii costiere, câmpii litorale, front litoral şi şelf. Întregul profil al acesteia s-a aflat sub acţiunea directă a mării la un moment dat. Pe un nivel mai scăzut râurile îşi dezvoltau albiile pe şelful actual. În prezent sectoarele respective de vale sunt relicte şi acoperite de mare.

Câmpiile costiere: se dezvoltă până la altitudini de 200-300m, limita lor inferioară fiind în jur de 30m. Au aspect tabular în cea mai mare parte şi se află sub modelare subaeriană încă de la sfârşitul Pliocenului.

Câmpiile litorale: coboară de la valori de ~30m până la 2-5m. S-au format în Holocen, iar în cadrul lor putem diferenţia câmpii deltaice, lagunare etc.

Frontul litoral racordează câmpiile litorale de şelful continental. Subunităţile sale sunt: ţărmul, versantul litoral şi glacisul litoral.

Subunităţile frontului litoral

Ţărmul: formă de relief din cadrul frontului litoral, creată sub acţiunea valurilor care prezintă o morfodinamică accentuată. În cadrul său pot fi identificate cordoane dunicole de generaţii diferite, cu înălţimi ce variază în funcţie de gradul de acoperire cu vegetaţie, tipul acesteia, cantitatea de precipitaţii disponibilă, regimul eolian etc. Pe litoralul românesc altitudinea lor nu trece de 2-3m. Atunci când există o sursă considerabilă de nisip dunele pot atinge înălţimi de 20-40m (ţărmul Cape Cod-coasta atlantică a SUA), sau în cazuri excepţionale, valori de peste 200m (I. Fraser aflată pe coastele estice ale Australiei). Pe un ţărm eroziv profilul este mult simplificat, plaja putând avea lăţimi reduse (4-5m), sau poate lipsi cu desăvârşire.

Tipuri de insule.

Insulele continetale pot fi clasificate în următoarele categorii:

1) părţi continetale izolate în timpul evoluţiei bazinelor oceanice (ex: Madagascar, Groenlanda, Marea Britanie, Ceylon)

2) insule formate din morene glaciare în timpul glaciaţiunii Wurmiene. Depozitele morenaice transportate de gheţari pe şelfuri au fost înconjurate de apă în postglaciar, atunci când nivelul oceanului a crescut. (ex: Long Island)

3) insule barieră formate din nisipuri transportate de curenţi în lungul ţărmului. Sunt situate în imediate apropiere a gurilor de vărsare (ex: I. Sacalin, I. Musura)

Insule vulcanice pot fi întâlnite pe margini de arce insulare sau pot fi independente.

Insule coraligene de tipul atolilor. Cuvântul atol în limba băştinaşilor din Maldive înseamnă inel. Modelul de evoluţie al acestora a fost elaborat de către Charles Darwin.

.

În funcţie de caracteristicile subunităţilor sale, de tectonica specifică, marginile continentale se pot clasifica în: M.C. pasive şi active. M.C. pasive au un profil aproape complet, cu subunităţi bine dezvoltate, coastele fiind larg extinse. V.C. este bine dezvoltat, iar pantele sale nu sunt foarte mari. G.C. sunt larg extinse, frecvent cu mai multe trepte. M.C. pasive nu sunt afectate de fenomene de vulcanism sau seismicitate. Se întâlnesc pe coastele atlantice americane, africane sau antarctice. M.C. active sunt suprapuse contactelor convergente dintre plăcile tectonice, cu o seismicitate ridicată, deseori însoţite de fenomene vulcanice. Unele dintre ele pot fi vechi (cele est pacifice) sau noi (dezvoltate pe arce insulare).

4. Tectonica plăcilor. Relieful fundurilor oceanice

Crusta Pământului este împărţită în mai multe plăci tectonice sau plăci litosferice. Acestea plutesc pe Astenosferă în tendinţa găsirii unui echilibru relativ. Plăcile tectonice majore sunt: Euroasiatică, Antarctică, Africană, Australiană, Indiană, Nord Americană, Sud Americană, Pacifică. Alte plăci minore: Arabă, Caraibelor, Juan de Fuca, Cocos, Nazca, Filipine etc.

În 1915 Alfred Wegener a publicat The Origine of Continents and Oceans în care remarca asemănarea existentă între coastele estice ale Americii de Sud şi cele vestice ale Africii. Observaţiile sale nu erau o noutate, această potrivire aproape perfectă a celor două coaste fiind remarcată în trecut de Francis Bacon, Benjamin Franklin etc. Wegener nu a putut explica ce forţe au stat însă la producerea acestor deplasări. În 1947 o echipă din cadrul Woods Hole Oceanographic Institution, condusă de Maurice Ewing, confirmă existenţa unui lanţ muntos în centrul Atlanticului (dorsala medio-atlantică) şi observă dezvoltarea crustei oceanice pe roci bazaltice, diferite de cele granitice specifice crustei continetale. Până la elaborarea unui model unitar de deplasare a plăcilor au mai trecut însă mulţi ani, iniţial W. Jason Morgan a publicat un scenariu evolutiv bazat pe existenţa a 12 plăci, urmat ulterior de modelul lui Xavier Le Pichon fundamentat pe 6 plăci majore.

Deplasarea plăcilor este cauzată de mişcarea mantalei superioare, prin intermediul unor curenţi subcrustali, mişcare asemănătoare unui mare covor rulant. Scenariul general presupune existenţa unui supracontinet iniţial Rodinia (cuvânt rusesc care înseamnă mama uscatului) şi a unui ocean unitar Panthalasa (în lb. greacă semnifică mama tuturor mărilor). Rodinia s-a divizat acum ~600 de mil. ani în 8 continente, reunite ulterior într-un continet unitar Pangea. Spargerea survenită acum ~200 de milioane de ani a Pangeei a dus la formarea a două continente Laurasia şi Gondwana, care s-au separat la rândul lor în continetele actuale.

Tipuri de contacte între plăci.

Contacte divergente constructive: se formează crustă
Contacte convergente destructive: se consumă crustă
Contacte conservative sau de transformantă: plăcile se deplasează una în lungul celeilalte.

Procese asociate tipurilor de contacte dintre plăci.

Acolo unde magma din Astenosferă iese la suprafaţă (printr-o crăpătură în scoarţă cu aspect de şanţ, numită vale de rift) se crează crustă oceanică, iar cele două plăci se deplasează în direcţii opuse una faţă de cealaltă. Acest mecanism stă la baza apariţiei dorsalelor, lanţul muntos cel mai lung şi mai complex de pe Terra. Crestele sale se ridică cu 1000-200m deasupra fundurilor oceanice şi prezintă în centru o vale de rift. Procesele vulcanice asociate separă versanţii laterali, fiind asociate şi cu fenomene de seismicitate redusă.

Aspectul general al dorsalei oceanice cu valea de rift în partea sa centrală şi harta distribuţiei acestora.

Pentru contactele convergente destructive sunt specifice procesele de subducţie a uneia dintre plăci şi apariţia gropilor abisale (fose) în sectoarele respective. Vulcanismul asociat este unul foarte activ, însoţit de o seismicitate ridicată (cutremure apărute la adâncimi mari, între 100-700km). Arcele insulare se formează tocmai la contactul dintre două plăci oceanice, fiind des întâlnite în Pacificul de Vest. Convergenţa a două plăci continentale nu duce la apariţia foselor sau a arcelor insulare, ci doar la cea a munţilor (situaţie întâlnită în Turcia şi Pakistan). La contactul dintre subcontinetul indian şi Asia au apărut Munţii Himalaya.

Falii transformante (roşu) se întâlnesc unde plăcile tectonice se deplasează în direcţii opuse (doar între creste) şi sunt însoţite de cutremure. În afara acestei zone, acolo unde plăcile se deplasează în aceiaşi direcţie şi la viteze similare, nu există seismicitate.

RELIEFUL FUNDURILOR ABISALE este reprezentat de câmpiile abisale, glacisurile abisale şi fosele sau gropile abisale. Aceste forme se întâlnesc între 4000-6000m adâncime, doar fosele coborând la valori mai mari. Din întreaga suprafaţă a Pământului aproximativ 30% este reprezentată de această categorie hipsometrică. Câmpiile abisale reprezintă cele mai netede suprafeţe de pe Terra, acoperite de sedimente fine şi ultrafine. Se pot dferenţia mai multe categorii: tipice (în Oc. Atlantic şi Indian), de fosă sau arhipelagice (în apropierea arcelor insulare, numeroase în Pacific). Glacisurile abisale racordează câmpiile abisale de alte forme de relief (dorsale sau munţi izolaţi, dealuri eubmarine etc.). Fosele reprezintă cele mai mari adâncimi de pe Terra. Pot fi periferice, de tip rever, oblice sau mixte.

Forme azonale de relief. În afara marilor unităţi morfologice descrise mai sus, în cadrul Oceanului Planetar, se întâlnesc coline, munţi abisali izolaţi, praguri abisale, depresiuni sau şanţuri abisale. O categorie aparte o formează munţii de tip guyot. Aspectul lor plat dovedeşte o evoluţie în regim subaerian şi o modelare intensă, care a dus la forma plată din partea superioară. Descoperirea lor s-a produs în anul 1945, atunci când Harry Hammond Hess făcea măsurători cu sonarul de la bordul vasului său. Au fost botezaţi după asemănarea cu clădirea de geologie a Universităţii Princeton, care avea un acoperiş plat şi purta denumirea de Guyot Hall. Arnold Guyot a fost un geograf celebru din sec. XIX.

Un guyot tipic, Bear Seamount din Oceanul Atlantic.

5. Apa de mare

 

Pentru înţelegerea caracteristicilor oceanului este necesar, în prealabil, să se cunoască proprietăţile apei de mare. Caracteristicile generale fizico-chimice, biologice sunt derivate în mod direct din cele ale structurii moleculei apei.

Fiecare moleculă de apă este alcătuită din doi atomi de hidrogen şi un atom de oxigen, care formează împreună un dipol tipic. Atomii de hidrogen, cu sarcină + sunt legaţi de atomul de oxigen, cu sarcină - la un unghi de 105 grade, printr-o legătură covalentă. Între mai multe molecule de apă, atomii de hidrogen sunt legaţi de cei de oxigen mult mai slab ca cei din interiorul unei singure molecule (de 20 de ori mai slab), printr-o legătură de hidrogen.

În lipsa unei legături de hidrogen nu ar mai exista oceane şi nici viaţă pe Terra.
Apa este una dintre puţinele substanţe care există în toate cele trei stări de agregare: lichidă, solidă şi gazoasă. Structura unei molecule de gheaţă este însă una diferită. Ca orice structură cristalină, aceasta este oarecum rigidă, permiţând doar vibraţii dar nu şi o deplasare liberă ca în cazul stării lichide.

Densitatea gheţii la temperatura de 0 gr. Celsius este de 0,92 g/cmc, în timp ce a apei în stare lichidă este de 1g/cmc. Din acest motiv o bucată de gheaţă pluteşte pe apă.

În procesul schimbării de stare, din lichid în solid, sunt eliminate cea mai mare parte dintre săruri, precum şi alte gaze dizolvate. Procesul reversibil este unul care se face treptat, deorece temperatura este încă una scăzută, vor exista structuri cristaline în interiorul soluţiei lichide. Prin creşterea treptată a temperaturii acestea dispar, iar dacă pragul termic este depăşit legăturile dintre molecule sunt rupte în totalitate, apa trecând în stare gazoasă. Din acest moment moleculele individuale se pot mişca şi roti independent. Cu cât temperatura va creşte în interiorul gazului cu atât moleculele se vor mişca mai rapid, presiunea fiind direct legată de valoarea temperaturii.

Sărurile din apa de mare.
În interiorul apei de mare există mai multe săruri dizolvate care-i determină acesteia o serie de proprietăţi fizice, şi foarte important, îi controlează densitatea. Din cele peste 70 de elementele existente în apă doar 6 dintre ele reprezintă mai mult de 99% din toate sărurile: Cl, Na, Mg, Ca, K şi S.
Totalitatea sărurilor dizolvate într-un litru de apă indică salinitatea soluţiei respective, care se măsoară în grame. Conductivitatea electrică reprezintă o metodă de măsurare a salinităţii, existând o corelaţie directă între aceşti doi parametri.

Gazele dizolvate în apa de mare.
În cadrul apei de mare există o cantitate mică de gaze dizolvate, datorită scimbului permanent existent între ocean şi atmosfera terestră. Spunem că apa de mare este saturată în gaze atunci când pentru o anumită temperatură şi salinitate, cantitatea totală de gaze ce intră în apă egalează cantitatea gazelor ce ies din aceasta, într-un anumit interval de timp. Creşterea temperaturii şi scăderea salinităţii vor duce la creşterea cantităţii totale de gaze dizolvate. Cea mai mare proporţie a gazelor dizolvate revine: azotului (48%), oxigenului (36%) şi HCO3 (15%). Pe măsură ce apele de suprafaţă coboară în adâncime, proporţia gazelor dizolvate se poate modifica ca urmare a difuziei moleculare sau prin amestecul apelor cu alte mase care conţin o cantitate diferită de gaze. Concentraţia acestor gaze dizolvate constituie una dintre proprietăţile conservative ale apei de mare, modificările putând apare doar ca urmare a unor procese bio-chimice. Ciclul azotului în apa de mare.


Particule existente în apa de mare.
Cele mai multe particulele din ocean există din cauza organismelor marine. O bună parte dintre ele servesc ca hrană pentru alte vieţuitoare de adâncime. Pentru a atinge fundul oceanului unele particule au nevoie de ani de zile. O altă categorie provine din râurile şi fluviile care se varsă în ocean, sau sunt aduse de vânturi de pe continente., ori pot rezulta din contactul apelor cu scoarţa. Prin procesul de dizolvare al unor astfel de particule se poate ajunge la modificări ale compoziţiei apelor de adâncime.

Proprietăţile fizice ale apei de mare.
Salinitatea determină cele mai importante caracteristici fizice ale apelor din oceane. Cu cât valoarea ei va fi mai ridicată cu atât temperatura de îngheţ va fi mai coborâtă. Dacă temperatura de îngheţ a apei dulci este de 0 grade Celsius, o apă de mare cu salinitatea de 35 psu va îngheţa în jur de -2 grade. Descreşterea punctului de îngheţ este liniară din acest motiv la o salinitate de 17 psu temperatura va fi de aproape -1 grade.

Densitatea apei de mare.

Temperatura, salinitatea şi presiunea controlează densitatea apei din mări şi oceane. Diferenţele apărute în cadrul densităţii determină direcţia şi viteza curenţilor de adîncime. Unitatea de măsură: grame/cmc. Pentru o temperatură constantă (de ex: 30 grade C) o schimbare a salinităţii de la 34 la 35 psu va reprezenta o modificare a densităţii de la 1,021 la 1,022.

Relaţia dintre temperatură şi salinitate în determinarea densităţii

În funcţie de valoarea densităţii este controlată adâncimea la care masele de apă respective se află în ocean.

Apa Oceanului Planetar se raceşte în ultmii ani? La această întrebare a răspuns Josh Willis, dovedind cum uneori te poţi înşela atunci când datele din măsurători sunt inexacte. Pentru a afla răspunsul citiţi întreg articolul aici.

9. Mareele

Mareele sunt mișcări pe verticală ale apei din oceane sau ale Atmosferei, datorită forței de atracție gravitațională exercitată de Lună și Soare. Se pare că există chiar și o influență mareică la nivelul Litosferei, dar amplitudinea acestor mișcări este una redusă. Se pune firesc întrebarea dacă influența gravitațională exercitată de cele două corpuri cerești a fost definitorie în evoluția vieții pe Pământ? Răspunsul este unul afirmativ, iar importanța mareelor a fost decisivă. Luna s-a format în urma unui impact al unui alt corp ceresc cu Terra, eveniment petrecut acum 4,2 mld ani. Aunci, o parte din mantaua magmatică a Pământului s-a desprins, și împreuna cu fragmentele rezultate în urma exploziei, au fost aruncate pe orbita terestră. Inițial, satelitul nostru s-ar fi aflat mult mai aproape de noi, iar imaginea sa ar fi arătat de 10-20 de ori mai mare, ceea ce înseamnă că și mareele produse ar fi fost de câțiva kilometrii, iar magma neconsolidată era deplasată pe distanțe uriașe. Configurația generală a întregului Ocean Planetar se pare că s-a definitivat tocmai sub influența exercitată de aceste maree primare. Bernard Foing, părintele misiunii spațiale SMART-1, și cercetător în cadrul Agenției Spațiale Europene (ESA) arată că influența satelitului nostru este resimțită chiar la nivelul unor fenomene cum ar fi El-Nino. Dacă brusc Luna ar dispărea s-ar produce o redistribuire a apei la nivelul întregului Ocean Planetar, cu deplasări impresionante de volume de apă dintr-o zonă către alta. Cunoașterea acestei topografii dinamice a nivelului din mări și oceane s-a realizat începând din 1992, prin lansarea misiunii Topex/Poseidon. Acest proiect colaborativ americano-francez, a permis o măsurare a variațiilor de nivel cu o precizie centimetrică. Din anul 2001 un nou satelit botezat Jason-1 (Iason din mitologia greacă, cel care a plecat în căutarea lânii de aur) a completat în tandem misiunea anterioară pe o durată de trei ani, iar ulterior a înlocuit informația furnizată de Topex/Poseidon. Din anul 2008 un nou satelit Jason-2 a fost lansat, având acelai scop: cunoașterea variațiilor de nivel din cadrul Oceanului Planetar. Anul 2013 va aduce lansarea unui nou instrument de altimetrie radar, la bordul satelitului Jason-3.

Distribuția în timp a misiunilor satelitare Topex/Poseidon – Jason (Credits NASA)

Caracteristici generale. Primele mărturii scrise ale mareelor îi aparțin lui Herodot din Halicarnas (484-425 î.Hr), dar o teorie generală care să încerce explicarea mareelor se va produce mult mai târziu. Marchizul de Laplace, pe numele său Pierre Simon (1749-1827), a fost un matematician francez care a sugerat o terorie dinamică, în care mareele sunt determinate de forțe astronomice. Ceva mai târziu, Sir William Thomson (1824-1907) a dezvoltat o metodă de analiză armonică pentru explicarea oscilațiilor mareice. El este și creatorul primului instrument de predicție a mareelor (C. Reid Nichols, Robert G. Williams: Encyclopedia of Marine Science).

Primul instrument de predicție a mareelor, construi de către Sir William Thomson. În prezent acesta se găsește la Science Museum din Londra (Foto Creative Commons Attribution ShareAlike 3.0.)

Mareele sunt valuri cu lungime mare (jumătate din circumferința Pământului), atât progresive cât și staționare, datorate forței de atracție gravitaționale existente între Pământ, Lună și Soare. Forța centrifugă completează întregul proces. Creasta valului mareic este nivelul maxim, iar șanțul reprezintă nivelul minim. Perioada valurilor mareice este de 12h 25min, adică jumătate din ziua lunară de 24h 50min. Forța Coriolis are un rol important în transmiterea direcției acestor valuri, la care se adaugă neuniformitatea adâncimilor și procesele de frecare existente la nivelul coastelor sau al fundului mării.

Așa cum a fost definită de Isaac Newton, forța de atracție gravitațională dintre două corpuri este direct proporțională cu produsul maselor și invers proporțională cu pătratul distanței dintre ele.

unde G este constanta gravitațională (6,67 x 1011 N m2/kg2), iar m1 și m2 masele celor două corpuri, iar r distanța dintre acestea măsurată din centrul obiectelor.

Chiar dacă masa Soarelui este mai mare, influența mareică asupra Pământului va fi de doar 46% din cea exercitată de Lună, datorită distanței mult mai mari dintre acesta și Pământ. În urma mișcării de rotație în jurul propriei axe apare o forță centrifugă care balansează forța gravitațională dintre două corpuri. Din acest motiv cele două planete nu se resping sau nu se prăbușesc una în cealaltă. Perioada de revoluție a Lunii în jurul Terrei se face într-un interval de 27 zile 7 ore 43 minute 11,5 s, proces cunoscut și sub denumirea de revoluția siderală a Lunii. Dar această deplasare, întotdeauna constantă, nu este egală cu revoluția Lunii în jurul Soarelui. Mișcarea respectivă poartă denumirea de revoluție sinodică și se realizează într-un interval mediu de 29,53 de zile. Față de această valoare există variații de câteva ore, cu o influență directă asupra producerii mareelor.

Pozițiile extreme ale Soarelui și Lunii față de Pământ pot fi în același plan (conjucție/opoziție) sau la un unghi de 90 (cvadratură).

Din cuvântul Syzygos (grec.) a derivat syzygia (lat.) care înseamnă conjuncție. Sensul cuvântului în astronomie indică două corpuri care prezintă la un moment dat aceiași longitudine cerească. Prin extindere, se înțelege o maree de sizigie ca fiind produsă atunci când forțele de atracție ale Soarelui și Lunii se însumează, deorece acestea se află aliniate de aceiași parte a Pământului (conjuncție) sau de o parte și de alta a acestuia (opoziție). Mareea rezultată va avea valori maxime, fiind cunoscută și sub denumirea de maree de primăvară. Nu există nicio legătură între producerea acestor fenomene și anotimpul de primăvară, în limba engleză substantivul spring având și sensul de săritură sau salt. Expresia springs up era folosită pentru a indica o creștere peste un nivel obișnuit, de aici ajungându-se la utilizarea termenului în oceanografie.

O poziționare a sistemului Soare-Lună la un unghi de 90 de grade față de Pământ, va determina o reducere a forțelor de atracție, mareea rezultată fiind cunoscută sub denumirea de maree de cvadratură (neap tide în engl.)

O maree de sizigie, chiar dacă se înregistrează de 2 ori pe lună, va atinge cel mai ridicat nivel anual în timpul echinocțiilor (de primăvară și de toamnă). Producerea acestora diferă de la un an la altul, cel de primăvară având loc între 20-21 Martie, iar cel de toamnă între 22-23 Septembrie. Pentru cunoașterea cu precizie a orelor de producere se pot consulta calendare astronomice. Echinocțiile sunt punctele de intersecție dintre ecliptică și ecuatorul ceresc, acestea fiind cunoscute ca punct vernal și respectiv autumnal. În acele momente va apare o maree de sizigie cu valoare maximă într-un an. Mișcarea corpurilor cerești este însă mult mai complicată, în afara acestor ciclicități anuale existând oscilații datorate orbitei lunare la intervale de 18,6 ani. Maxime de acest gen s-au observat în depozitele din laguna Veneției în: Iunie 1950, Februarie 1969, Octombrie 1987. Alte cicluri atronomice au fost semnalate cu maxime în anii 1745 și 1922 (Bird, 2000).

Tipuri de maree (prelucrare după NOAA, Our Restless Tides)

Luna produce maree semidiurne, caracterizate prin 2 maxime și 2 minime, într-un interval de 24h 50min. Soarele determină maree diurne, cu un maxim și un minim, în 24h. Acțiunea conjugată a celor două corpuri va duce la apariția mareelor mixte, caracterizate prin valori inegale ale nivelelor maxime și minime.

Amplitudinea mareelor: diferența exprimată în metri sau picioare, dintre nivelul maxim și cel minim. 

Altitudinea maximă înregistrată la flux poartă denumirea de nivel ridicat sau înalt al mării, în timp ce altitudinea minimă atinsă la reflux reprezintă apele joase. În literatura de specialitate engleză se folosește prescurtarea HT (High Tide) și LT (Low tide).

Distribuţia principalelor tipuri de maree

Valul mareic se rotește în jurul unor puncte fără oscilații pe verticală, numite puncte amfidromice. Deplasarea se realizează în jurul acestor puncte în sens antiorar în Emisfera Nordică și orar în cea Sudică.

Distribuția punctelor amfidromice în Oceanul Planetar (linii de culoare albă). Pe fundal este o hartă a variațiilor de nivel din cadrul Oceanului Planetar. Credits Legos/CNR

Influența mareelor asupra proceselor costiere.

Tipul mareelor va determina intervalul de expunere al sectorului intermareic la procese subaeriene. Pentru un țărm afectat de un regim semidiurn, succesiunea perioadelor de umezire/uscare va fi mai redusă față de un țărm cu maree diurnă. Perioada de retragere a apelor va fi în primul caz mai redusă, iar vitezele curenților mareici vor fi mai mari, de aici inducându-se o caracteristică aparte a proceselor geomorfologice. O viteză mai mare o vor avea curenții din perioada mareelor de sizigie, în comparație cu cei specifici mareelor de cvadratură, din acest motiv putându-se face o nouă diferențiere la nivelul intensității proceselor geomorfologice. Atunci când influența acestor curenți este majoră în morfologia unui sector de țărm, acesta primește denumirea de țărm dominant mareic (tide-dominated).

Influența mareelor asupra deltelor. Amplitudinea mareelor și viteza curenților specifici vor constitui factori importanți în transportul sedimentelor spre larg, la care se adaugă acțiunea conjugată a driftului de țărm pentru o redistribuire a sedimentelor în lungul coastelor. Deltele dominate mareic au canalele de scurgere suprapuse celor mareice, lățimea acestora crescând din amonte către aval (fig….) Cele mai importante delte dominate mareic sunt: Gange-Brahmaputra, Fly (Papua Noua Guinee), Colorado etc.

Imagine Landsat a unei guri de vărsare dominată mareic (delta Fly River, Papua Noua Guinee)

Înaintarea curenților mareici în golfuri sau estuare se va face cu o creștere a nivelului peste cea din larg, fenomen direct proporțional cu lungimea sectorului afectat. Deplasarea curenților mareici se poate face pe distanțe de ordinul zecilor de kilometrii, ca în cazul deltelor sud-asiatice, sau poate atinge valori de ordinul sutelor de kilometrii, situație specifică Amazonului. În G. Fundy, valoarea amplitudinilor este maximă pe glob (17,6m), fiind înregistrată în extremitatea golfului. Lungimea mare a acestuia și adâncimile reduse contribuie la amplificarea fenomenului mareic.

7. Curenţii oceanici (I)

 

În orele anterioare am învăţat cât de importantă este structura moleculară a apei de mare în determinarea principalelor caracteristici fizico-chimice ale Oceanului Planetar. De asemeni, am remarcat rolul temperaturii şi al salinităţii în stabilirea densităţii apelor. Diferenţele apărute între aceşti parametrii pot determina şi o deplasare a maselor de apă, la care se mai adaugă un alt factor determinant: Atmosfera. Ca răspuns la variabilitatea condiţiilor atmosferice locale se pot forma curenţi care deplasează apa în lungul ţărmurilor sau dinspre plaje către larg. O imagine la nivel global ne indică modul în care încălzirea diferită a apelor (tropice vs. zonele polare) determină o circulaţie generală pentru întreg Oceanul Planetar. În continuare vom discuta natura acestor schimbări, precum şi diferenţierile de ordin local specifice fiecărui bazin în parte.

Încă din Antichitate se cunoşteau particularităţile circulaţie costiere de către populaţiile care efectuau o navigaţie de cabotaj. Deplasarea în plan orizontal a maselor de apă reprezenta un real ajutor în parcurgerea unor vaste întinderi pe ocean. Descopeririele geografice ulterioare au îmbogăţit gradul de cunoaştere asupra circulaţiei apelor, dar prima viziune globală o datorăm lui Matthew Fountaine Maury.

Matthew F. Maury (1806-1873)

În 1855 Maury publică The Physical Geography of the Sea. Întreaga lucrare poate fi consultată sau descărcată (*.pdf) lpe site-ul NOAA.

Circulaţia generală se produce în câteva celule uriaşe (gyres). În fiecare ocean există două sisteme specifice regiunilor subtropicale (în jur de 30 gr. lat. N/S) şi celule de dimensiuni mai mici întâlnite în regiunile oceanice subpolare (centrate pe valoarea de 50 gr. lat.).

Celulele principale ale circulaţiei oceanice.

Fiecare celulă poate fi delimitată de patru ramuri principale: curenţi de limită vestică/estică şi curenţi care se deplasează pe direcţii est <--> vest. O altă clasificare ar presupune existenţa a doi curenţi de larg şi a doi curenţi de limită costieră. Mişcarea generală este una complicată de prezenţa neuniformă a uscatului în cele 2 emisfere şi de efectul Coriolis. Cauzată de mişcare de rotaţie a Pământului, această mişcare va duce la o deplasare spre dreapta (Em. N.) şi spre stânga (Em. S.) a apelor de suprafaţă.

Credits image

Schimbarea de direcţie va fi nulă dacă obiectul se deplasează în lungul ecuatorului şi maximă la poli. Cu cât viteza de deplasare va fi mai mare cu atât devierea spre dreapta/stanga va creşte.

Curentul Pacificului de Nord sau curenţii ecuatoriali de Nord şi Sud se deplasează cu viteze de 3-6 km/zi şi se extind până la 100-200m în adâncime. Masele de apă deplasate rămân în aceiaşi zonă climatică pentru o perioadă lungă, de câteva luni, motiv pentru care există timpul necesar echilibrării cu condiţiile locale.

 

Dr. Michael Pidwirny (see http://www.physicalgeography.net), Public domain, via Wikimedia Commons

 

Curenţi de limită vestică se deplasează în general către N (în Em. N.) şi spre S (în Em. S), transportând volume impresionante de apă. Cei mai mari curenţi din oceane apar în aceste cazuri, fiind reprezentaţi de către Gulf Stream şi Kuroshivo. Vitezele ridicate (40-120 km/zi) şi adâncimea de penetrare mai mare (1000m) fac ca aceşti curenţi să reprezinte uriaşe fluvii care se deplasează în cadrul oceanului. Vitezele mari de deplasare duc la un transfer de căldură către latitudini superioare, cu intensificări mai mari în Emisfera Nordică. Acest lucru se datorează prezenţei ridicate a suprafeţelor continentale, care complică circulaţia. Curentul Braziliei sau Curentul Australiei de Est transportă volume de apă mai reduse în comparaţie cu cei similari din Emisfera Nordică (Gulf Stream şi Kuroshivo).

Curenţii de limită estică au orientări nord-sud, viteze de 3-7 km/zi şi lăţime mai redusă ca cei vestici. Ei sunt responsabili de advecţia maselor de apă rece către latitudini joase (Curentul Californiei, Curentul Peru, Curentul Benguelei, Curentul Canarelor sau Australiei de Vest).

Curenţii orientaţi est <--> vest sunt responsabili de închiderea celulelor de circulaţie, precum şi de transferul apelor dintr-o celulă în alta. Din aceştia se desfac ramuri spre N şi S, de racordare cu marile sisteme de circulaţie.

Oceanul Atlantic. Păstrează modelul general, cu 2 sisteme majore, unul în Atlanticul de Nord, al doilea în cel de Sud, racordate prin Curentul Guineei. Curentul Ecuatorial de Nord se extinde între 15-20 gr. lat., ulterior el se continuă cu cel al Antilelor, iar după confluenţa cu cel Floridei se dezvoltă Gulf Stream-ul. Deriva nord-atlantică sau curentul Atlanticului de Nord reprezintă prelungirea sa către coastele vestice ale Europei. Traseul poate fi meandrat, ca în cazul Curentului Golfului, cu gradienţi termici de până la 10 gr. C. Mişcarea este deosebit de complexă, fiind vorba de deplasarea unui fluid în cadrul altuia. Tehnicile moderne de teledetecţie au adus noi informaţii legate de traseul acestor curenţi, diferenţierile fiind bine observate în benzi termice.

Traseul Curentului Golfului cu meandrele şi inelele specifice, observate pe baza imaginilor satelitare.

În afara circulaţiei generale există o serie de celule locale de dimensiuni mai mici, numeroase în Atlanticul de Nord. Ele au loc în cadrul a două compartimente distincte (între Pen. Scandinavă şi Groenlanda şi între Groenlanda şi America de Nord). Curentul Groenlandei de Est coboară spre sud, fiind continuat cu Curentul Irminger. Mica celulă este închisă apoi de către Curentul Norvegiei. De partea cealaltă coboară doi curenţi, primul în lungul Groenlandei (Curentul Groenlandei de Vest), al doilea în lungul coastelor americane (Curentul Labradorului). Ultimul este responsabil de deplasarea spre sud a icebergurilor şi de răcirea climatului pe coastele estice americane.

Oceanul Pacific.

Curentul Ecuatorial de Nord, similar cu cel din Atlantic, este dezvoltat între 10-12 gr. lat. N. În continuarea sa se dezvoltă Curentul Kuroshivo, foarte asemănător cu Gulf Stream-ul, care mătură coastele Japoniei. Deriva nord-pacifică sau Curentul Pacificului de N, este similară cu deriva din Atlantic. Celula este închisă de Curentul Californiei. Sistemele regionale de circulaţie sunt reprezentate de Curentul Oyashivo din care se desprind ramuri spre centrul Pacificului de N şi de Curentul Alaska continuat cu sistemul Aleutinelor.

Marile celule sunt separate de către Contracurentul Ecuatorial, continuat de Curentul Ecuatorial de Sud din largul insulelor Galapagos. Curentul Australiei de Est confluează în marea Derivă a Vânturilor de Vest, din care pleacă spre nord Curentul Peru.

Oceanul Indian.

Prin extinderea uscatului în sectorul nordic al oceanului, circulaţia sa este mult simplificată faţă de cea din Atlantic sau Pacific. Există o singură celulă majoră situată în Oc. Indian de Sud. Curentul Ecuatorial de Sud are o direcţie E --> V şi se divide către N în Curentul Somaliei iar spre S în Curentul Madagascar. Între insula Madagascar şi Africa se formează C. Mozambicului. Din confleunţa celor două va rezulta C. Acelor care se scurge în final în Deriva Vânturilor de Vest. Marea celulă va fi închisă de C. Australiei de Vest.

În Emisfera Nordică situaţia este complicată sezonier de prezenţa musonului. Iarna C. Somaliei este orientat spre sud sub influenţa directă a C. Musonului, vara traseul său fiind spre nord.

Întreaga circulaţie de suprafaţă se dezvoltă deasupra picnoclinei permanente.

8. Curenţii oceanici (II)

Circulația generală în cadrul Oceanului Planetar.

Vânturile dominante reprezintă principala forţă ce generează deplasarea apelor de suprafaţă. Direcţia curenţilor va fi însă diferită de cea a vântului, lucru constatat încă din Antichitate. Fenomenul a fost explicat de către Ekman în 1902, care arată că într-o mare staţionară, omogenă, fără alte acceleraţii au loc anumite procese tipice:

Vagn W. Ekman (1874-1954)

- sub influenţa unor vânturi dominante şi constante se constată o deplasare a apelor de suprafaţă cu 45 gr. spre dreapta, în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea sudică, ca urmare a forţei Coriolis. Viteza acestor curenţi de suprafaţă este de 2% din cea a vântului. 

- fiecare strat de apă pe profil vertical se va deplasa şi el spre dreapta, faţă de stratul superior

- cu cât creşte adâncimea cu atât scade viteza curentului, generată de procesele de frecare existente între stratele de apă şi de vâscozitatea acesteia. Din acest motiv curenţii de vânt nu se extind la adâncimi foarte mari.

- pe un profil vertical se constată o mişcare spiralată a direcţiilor de deplasare (spirala lui Ekman. La anumite adâncimi, de obicei 100m, apa se va deplasa într-o direcţie opusă faţă de cea de suprafaţă.

- media direcţiilor dintr-o coloană de apă, la diferite orizonturi, va fi exprimată de un vector mediu orientat cu 90 gr. dreapta faţă de direcţia vântului (în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea Sudică). Acest vector exprimă transportul mediu de apă, numit şi transport Ekman. Orientarea vectorului este deci perpendiculară faţă de direcţia vântului.

Spirala lui Ekman

Neuniformitatea distribuţiei uscatului şi adâncimile variabile ale sectoarelor de coastă influenţează foarte mult aceste mişcări ideale. De exemplu, pentru apele costiere direcţia curentului de suprafaţă poate fi de 15 gr., în timp ce pentru apele de larg, teoretic se poate ajunge la 45 gr. Picnoclina reprezintă limita maximă de extindere a acestor curenţi generaţi de vânt.

În cazul unor vânturi paralele cu ţărmul, aplicând legea lui Ekman, se ajunge la următoarea situaţie:

În Emisfera Nordică, un vând din sud, paralel cu ţărmul, va produce o deplasare a apelor spre larg, acestea fiind ape mai calde. Ele vor fi înlocuite de ape mai reci, de adâncime, curentul apărut purtând denumirea de upwelling. Schimbarea de situaţie va duce la o acumulare a apelor spre ţărm, generând o deplasare ulterioară a lor spre adâncime. (downwelling).

Fenomenul de upwelling este specific tuturor ţărmurilor vestice ale continentelor, vara ducând la apariţia ceţii (apele mai reci de adâncime, în contactul cu masele de aer cald de la suprafaţă). Adâncimea de provenienţă a acestor mase de apă poate atinge 100-200m. Venind de la o astfel de adâncime, ele sunt sărace în oxigen dizolvat, dar încărcate cu nutrienţi. Prezenţa acestora în abundenţă favorizează dezvoltarea fitoplanctonului şi implicit generează o bogată resursă piscicolă.

Distribuţia globală a sectoarelor de upwelling. Credits NOAA.

Curenţii geostrofici.

Vânturile dominante deplasează apele de suprafaţă către centrul bazinelor, deorece pentru apele de larg, transportul mediu net se realizează la 90 gr. faţă de direcţia vântului. Vor rezulta astfel sectoare de covergenţă, adevărate coline la suprafaţa apei, dar cu înălţimi de maxim 1-2m, pe distanţe de mii de kilometri. În oceanografie această diferenţă de nivel a apelor poartă denumirea de topografie dinamică. Apa acumulată în aceste coline are o densitate mai redusă faţă de cea din bază. Diferenţa de nivel va iprima o deplasare ulterioară din creste către zonele mai joase, mişcare influenţată ulterior de forţa Coriolis. Într-un ocean ideal, fără vâscozitate şi frecare, forţa gravitaţională acţionează în jos, fiind balansată de forţa Coriolis care acţionează spre dreapta (Emisfera Nordică), rezultând astfel un curent geostrofic. Cunoscând variaţia acestei topografii dinamice este posibilă calcularea vitezelor şi direcţiilor acestor vectori. Curenţii majori din Oceanul Planetar sunt de tip geostrofic.

Circulaţia termohalină.

Corespunde maselor de apă situate sub stratul picnoclinei. Dinamica acestora este guvernată în principal de variaţiile densităţii (aceasta la rândul ei datorată temperaturii şi salinităţii). Din acest motiv, circulaţia de adâncime mai este cunoscută şi ca circulaţie termohalină. Curenţii de adâncime se deplasează în general pe direcţii N-S, ei trecând dintr-o emisferă în alta. Sunt astfel conectate mase de apă din ambele regiuni polare. Topografia submersă joacă un rol foarte important în trasarea acestei circulaţii. Prezenţa dorsalelor marine poate limita deplasarea unor mase reci, cu densităţi mari, care pot fi izolate în anumite sectoare. Deplasarea spre suprafaţă se face în zonele polare sau în cele de upwelling. Cu toate acestea un anumit schimb se produce şi la nivelul picnoclinei, până în prezent greu de estimat.

Credits NASA.

6. Structura apelor oceanice

 

Apele din cadrul Oceanului Planetar prezintă o structură diferenţiată în funcţie de adâncime. Cele costiere vor avea carcteristici aparte faţă de apele din larg, generate de mai mulţi factori: temperatură, salinitate, absorbţia luminii etc. Energia solară care ajunge la suprafaţa oceanului este folosită în cea mai mare parte în procesele de evaporare. O parte din aceasta va fi înmagazinată la nivelul maselor de apă şi ulterior transformată. Ca urmare a încălzirii neuniforme, apele din oceane sunt structurate pe diferite niveluri: ape de suprafaţă, picnoclina şi apele de adâncime.

Apele de suprafaţă.
Deorece variabilitatea termică a acestora este mult mai mare, precum şi cea a proceselor de evaporaţie sau de aport din precipitaţii, stratul superior din oceane va fi cel mai neomogen la nivelul Terrei. Densitatea apelor este aici redusă, iar schimbul permanent la interfaţa Ocean-Atmosferă le determină o dinamică ridicată. Valurile şi curenţii contribuie la impunerea termenului de strat de amestec pentru aceste ape de suprafaţă.

Picnoclina.
pycno: densitate clina: salt sau pantă.
Stratul următor corespunde unei schimbări majore la nivelul densităţii, variabilă cu creşterea adâncimii. Efectul picnoclinei este de barieră pentru mişcările verticale ale apelor, constituind fundamentul circulaţiei de suprafaţă.

Apele de adâncime.
Din cauza prezenţei picnoclinei, acestea se "lovesc" ca de un plafon , fiind astfel împiedicate să se amestece rapid cu apele de suprafaţă. Singurul schimb direct cu atmosfera se produce doar în zonele polare, acolo unde apele de adâncime ies spre suprafaţă, ca urmare a absenţei picnoclinei. Temperatura medie este de 3,5 gr. C, iar omogenitatea acestor mase de apă este cea mai ridicată din întregul Ocean Planetar.

Structura apelor din ocean, pe un profil N-S. Scara este redusă, apele de adâncime coborând până la valori de 4000-600m. Credits NASA.

TEMPERATURA.
Cantitatea de radiaţie solară absorbită de apele oceanelor variază în funcţie de latitudine (care determină înălţimea soarelui pe boltă) şi de perioada anului. Gradul de acoperire cu nori constituie un alt factor determinant. Energia primită de la soare este relativ constantă la nivelul părţii superioare a atmosferei: 0,5 cal/cmp/1 minut. După trecerea prin atmosferă, la nivelul suprafeţei pământului ajunge doar 0,25 cal/cmp/1 minut, valoare medie în 24 de ore. Această radiaţie nu este păstrată la suprafaţa apelor ci este transmisă către adâncime. Presupunând prin absurd că toată radiaţia ar rămâne stocată doar în stratul superior de 1m grosime, atunci temperatura acestora ar creşte zilnic cu 3,5 gr. C. Observaţiile zilnice la nivelul apelor de larg indică însă o variabilitate mică de la o zi la alta, rezultat al disipării căldurii către apele de adâncime ( M. Grant Gross, 1990).

Toată această radiaţie primită de la soare nu este reţinută în întregime, o serie de procese de răcire controlând bilanţul radiativ dintre oceane şi atmosferă (evaporaţia, radiaţia reflectată etc.). Cantitatea totală de apă evaporată din oceane într-un an este echivalentă cu un strat de 1m grosime, valoare care se reîntoarce sub forma precipitaţiilor şi a apei continentale. Din acest motiv se păstrează o stare generală de echilibru în timp îndelungat. Distribuţia termică la suprafaţă corespunde apelor cele mai calde în zonele tropicale şi subtropicale (25-30 gr. C), iar a celor mai reci în zonele polare (până la -1,7 gr.C). Diferenţieri importante sunt cauzate de masele continentale distribuite neregulat (mai mult în Emisfera Nordică), în apropierea acestora apele fiind mai calde decât cele de larg. Circulaţia generală oceanică redistribuie temperatura la suprafaţa oceanului. Curentul Golfului (Gulf Stream) este responsabil de creşterea temperaturii apelor din Atlanticul de NE şi implicit de condiţiile climatice din Europa occidentală. Alţi curenţi reci transportă ape din regiunile polare către latitudini joase.

Temperatura medie pentru intervalul 2002-2008 pe baza imaginilor MODIS. Credits Giovanni.

Pe verticală apele prezintă o stratificare rezultată din procesele diferite de încălzire. Stratul superior, de amestec va fi mai cald, sub acesta extinzându-se un strat denumit termoclină. Caracteristica sa este dată de scăderea bruscă de temperatură pe o adâncime redusă. Pentru multe sectoare din ocean termoclina este aproape identică cu picnoclina. Apele de adâncime sunt omogene cu variaţii minore ale temperaturii.

SALINITATEA.
Variaţiile cele mai mari ale salinităţii caracterizează apele costiere, pentru cele de larg ecartul fiind mult mai redus. Fiind influenţată de aportul apelor continentale, de raportul precipitaţii/evaporaţie, salinitatea va fi însă mai omogenă în comparaţie cu temperatura. Dacă salinitatea variază între 30-37 psu, temperatura are o amplitudine mai mare, -1,7 - 30 gr. C.
Salinitatea medie a apelor de suprafaţă pentru anul 1998. Credits WO Atlas 1998.

Salinitatea medie a apelor la adâncimea de 2000m, pentru anul 1998. Credits WO Atlas 1998.

Pe verticală se constată valori cu oscilaţii mari la suprafaţă, (până la -200m) apariţia unui strat de salt numit haloclină (halos: sărat, cu ~100m grosime) şi un strat de adâncime cu valori constante (34-35 psu).

Valorile cele mai ridicate se înregistrează în Marea Roşie şi Golful Persic: 40-42 psu. Pentru bazinul Mediteranei valorile ating 37-38 psu.

MASELE DE APĂ.
Temperatura şi salinitatea determină apariţia maselor de apă. Acestea sunt volume uriaşe de apă cu aceleaşi caracteristici termo-saline. Se pot diferenţia următoarele tipuri de mase de apă:
- de suprafaţă (0-200m)
- intermediare (200-1500m)
- de adâncime (1500-4000m)
- de fund (peste 4000m)
Masele de apă Antarctice: coboară şelfurile antarctice, fiind foarte reci (maxim 2-3 gr. C.) şi mătură fundurile oceanice avansând dincolo de latitudinea de 40 gr. N.

Masele de apă Intermediare: se extind până la -1500m şi au temperaturi între 3-5 gr.C. cu salinitati de 34,7-35 psu.

Masele de apă Atlantice de Fund: sunt legate de apele reci din spaţiul Labradorului. Temperaturi în jur de 3 gr. C. şi salinităţi de 34,9 psu.

În oceane penetrează mase de apă din mediterane cu salinităţi mai ridicate. Peste pregul Gibraltarului trec ape din M. Mediterană cu salinităţi mai mari, care secţionează Atlanticul sub forma unei pene de ape sărate.

ReRe GMO și GMN

Rezultatele vor fi trimise ca document Word la adresa de email stefan.t.constantinescu [at] gmail.com. Termen limită: ora 11:30

 

Geografia Mării Negre

Subiectul 1: Analizați comparativ strâmtorile Mării Negre

Subiectul 2: Care sunt consecințele prezenței H₂S în Marea Neagră?

Geografia mărilor și oceanelor

Analizați distribuția salinității din cadrul Oceanului Planetar în următoarele cazuri:

Subiectul 1: la suprafață

Subiectul 2: la 2000m adâncime

Subiectul 2: la 3000m adâncime

 

Restanțe/Măriri GMO și GMN

Geografia Mărilor și Oceanelor

Subiecte.

Geografia Mării Negre

Subiecte.

Rezultatele vor fi trimise ca document Word la adresa de email stefan.t.constantinescu [at] gmail.com. Termen limită: ora 11:30

Restanțe/Măriri sept 2020

1 sepembrie 2020 ora 10

Restanțele și măririle din această sesiune se vor susține tot aici. La ora respectivă avom publica subiectele pentru cele două discipline (Geografia Mărilor și Oceanelor/ Geografia Mării Negre).

Durata examenului: 90 de minute. 

Lucrarea va fi redactată în Word (*.docx) si va fi trimisa pe adresa de email stefan.t.constantinescu [at] gmail.com până la ora 11:30.

Pentru a avea o centralizare a studenților am să vă rog să completați acest tabel. Bifați cu un x celula cu disciplina la care aveți examenul. Vor fi acceptați în examen doar studenții care au parcurs cele două discipline cu noi. Dacă ați făcut cursul cu un alt profesor, vă rog să-l contactați pentru a discuta modalitatea de susținere a examenului.

Restanțe ani terminali

Se va realiza un eseu cu următorul subiect:

Geografia mărilor și oceanelor
Care sunt diferențele dintre Oceanul Atlantic și Oceanul Pacific?

Geografia Mării Negre
Care sunt asemănările dintre Marea Neagră și Marea Mediterană?

Documentele Word se vor salva in formatul Nume_Prenume_grupa.docx si vor fi trimise pe email până la ora 12:30 (03/06/2020) stefan.t.constantinescu[at]gmail.com

Examen Geografia Mării Negre

Realizați un eseu care să răspundă următoarei întrebări: 

Ce caracteristici ale Mării Negre o fac diferită față de celelalte mări?

Documentul va fi redactat în Word și salvat în formatul Nume_Prenume_grupa.docx

Am rugămintea ca șefii de grupe să centralizeze documentele și să mi le trimită pe email.

Termen limită: ora 12:30 (27/05/2020)