Havet er mer enn bare et blått teppe som dekker mesteparten av kloden – det er et dynamisk og mystisk system som styrer klimaet, gir livsgrunnlag for utallige arter, og former landskap både over og under vann.
I dette kapittelet skal vi utforske hvordan havet fungerer som jordens varmelager og klimaregulator, og hvordan dets fysiske egenskaper – som temperatur, salinitet og tetthet – skaper lagdeling og driver havstrømmer. Vi skal dykke ned i havets struktur, fra de grunne kontinentalsoklene til de enorme dyphavsslettene.
15.1 Introduksjon til havet
Havet dekker over 70 % av jordas overflate og inneholder omtrent 97 % av alt vann på planeten. Havene dekker 361 millioner km2, og har et volum på 1,37 milliarder km3. Midlere havdyp i verdenshavene anslås til omtrent 3800 meter.
Du har sikkert hørt uttrykket “de syv hav” som en betegnelse på de store verdenshavene. I dag er det vanlig å dele verdenshavene inn i fem; Atlanterhavet, Det indiske hav, Nordishavet, Stillehavet og Sørishavet. Noen velger å dele inn Atlanterhavet og Stillehavet i to; Nord-Atlanteren, Sør-Atlanteren, Nord-Stillehavet og Sør-Stillehavet.
| Hav | Størrelse | Midlere dyp |
|---|---|---|
| Stillehavet | \(169 \cdot 10^6\) km2 | 4282 m |
| Atlanterhavet | \(85\cdot 10^6\) km2 | 3926 m |
| Indiahavet | \(71\cdot 10^6\) km2 | 3963 m |
| Sørishavet | \(22\cdot10^6\) km2 | 4000 m |
| Nordishavet (Polhavet) | \(16\cdot 10^6\) km2 | 1205 m |
Som del av hydrosfæren spiller havet en nøkkelrolle i energiutvekslingen mellom jordas systemer. Gjennom fordamping, nedbør, havstrømmer og varmetransport regulerer havet klimaet globalt.
Havet mottar enorme mengder solenergi, særlig ved ekvator. Denne varmen lagres og transporteres mot høyere breddegrader ved hjelp av havstrømmer. Uten denne transporten ville temperaturforskjellene mellom ekvator og polene vært langt større.
Havet er derfor både en varmelager og en klimaregulator, og endringer i havets fysiske egenskaper får globale konsekvenser.
15.2 Batymetri
Batymetri er vitenskapen om måling og kartlegging av havdybder og innsjødybder. Begrepet kommer fra gresk og betyr bokstavelig talt “dypmåling” - bathys (dyp) og metron (måling). Batymetriske kart viser havbunnens topografi ved hjelp av dybdekurver og koter, på samme måte som landkart viser høyder.
Kontinentalmarginen
Havbunnen kan deles inn i ulike soner basert på dybde og topografi. Kontinentalmarginen er grenseområdet som strekker seg fra kysten og ut i dyphavet. Kontinentalsokkelen er et ganske grunt havområde, og kontinentalskråningen kan være relativt bratt. I gjennomsnitt går kontinentalsokkelen omtrent 80 km fra kysten, mens den siberiske sokkel strekker seg hele 1500 km fra kysten.
Kontinentalsokkelen
Kontinentalsokkelen er den grunne, relativt flate delen av havbunnen som strekker seg ut fra kysten. Denne delen av havbunnen er geologisk sett en forlengelse av kontinentet under vann. kontinentalsokkelen har typisk dybder fra 0 til omkring 200 meter, men kan lokalt være opptil 500 meter dyp. Den norske kontinentalsokkelen dekker et enormt område - over to millioner kvadratkilometer, som er nesten seks ganger større enn fastlands-Norge.
kontinentalsokkelen kjennetegnes av relativt flate overflater med svak helning, typisk mindre enn 1 grad. Dette flate preget skyldes millioner av år med sedimentavsetning og utjevning gjennom havnivåendringer og erosjon.
Kontinentalskråningen (Eggakanten)
Eggakanten er den norske betegnelsen på overgangen fra kontinentalsokkelen til kontinentalskråningen. Dette er et markant punkt i havbunnstopografien hvor helningen øker drastisk, typisk ved dybder rundt 120-200 meter.
Kontinentalskråningen er den bratte skråningen som faller ned fra kontinentalsokkelen mot dyphavet. Skråningen har typisk helninger på 3-4 grader i gjennomsnitt, men kan være så bratt som 10-20 grader på enkelte steder. Langs den norske kysten kan kontinentalskråningen være svært bratt - opp til 35 grader ved Storegga-området.
Kontinentalskråningen strekker seg fra kontinentalkanten ned til dybder på 3000-5000 meter. Denne sonen er ofte gjennomskåret av undersjøiske gjel som er dannet av turbiditetskanter og andre erosjonsmekanismer. Et eksempel er de omkring 15 gjel som er kartlagt på den bratte kontinentalskråningen utenfor Lofoten-Vesterålen (Røthe, 2024).
Kontinentalstigningen
Kontinentalstigningen er overgangssonen mellom kontinentalskråningen og dyphavet. Dette området består av tykke lag av sedimenter som har akkumulert over millioner av år, transportert fra kontinentet via kontinentalsokkelen og skråningen.
Kontinentalstigningen har en mye slakere helning enn skråningen, typisk mindre enn 1 grad. Den representerer grensen hvor kontinentalskorpen møter havbunnsskorpen.
Dyphavsslette (abyssal slette)
Dyphavssletten eller den abyssale sletten begynner der kontinentalstigningen flater ut, typisk på dybder mellom 4500-6000 meter. Den abyssale sonen strekker seg ned til omkring 6000 meters dybde.
Dyphavsslettene er blant de flateste områdene på Jorden. De dekker omtrent 40% av planetens havbunn og utgjør den største levende miljøsonen på Jorden. I Nord-Atlanterhavet finner vi Sohm-sletten, som dekker et område på 900 000 kvadratkilometer og er en av verdens største dyphavssletter. I Polhavet finner vi Nansenbassenget, som er en dyphavsslette på rundt 3000 meters dyp. Nansenbassenget grenser i nord til Gakkelryggen og i sør til Barentshavets kontinentalsokkel.
Dyphavsslettene kjennetegnes av konstante miljøforhold - permanent mørke, temperaturer rundt 2-4°C, og minimal variasjon i topografi. Havbunnen består hovedsakelig av finkornede sedimenter fra kontinentene, planktonrester og vulkansk materiale som har akkumulert over geologiske tidsperioder.
Batymetriske kart
Vi ser på kartet i figur 15.3 at Nord-Atlanteren er preget av store kontraster. Den norske kontinentalsokkelen er tydelig som et bredt, grunt område langs kysten, spesielt i Nordsjøen og Barentshavet. Lenger ute domineres havbunnen av Den midtatlantiske ryggen, en undersjøisk fjellkjede der ny havbunn dannes. Mellom ryggen og kontinentalmarginen ligger dyphavsbassengene, som Norskehavet og Grønlandshavet, hvor dybdene kan overstige 3000 meter. Topografien i Nord-Atlanteren er avgjørende for hvordan havstrømmer som Golfstrømmen transporterer varme nordover, og dermed for klimaet i vår del av verden.
15.3 Havvannets egenskaper: Tetthet, temperatur og salinitet
Tettheten til sjøvann bestemmes av temperatur (T), salinitet (S) og trykk (p). La oss se nærmere på disse faktorene.
Salinitet
Salinitet er et mål på saltinnholdet i vannet, altså den totale mengden oppløste salter i vannet, og måles vanligvis i promille (‰) eller PSU (Practical Salinity Units). Saltene i havvannet består primært av klor- og natriumioner (totalt ~85% av vekten), ellers er det sulfat-, magnesium-, kalsium- og kaliumioner som står for omtrent 14 % av vekten (Webb, 2023).
97% av vannet på jordkloden regnes som havvann. Havvannet har en gjennomsnittlig salinitet på 30-35 ‰. I åpne havområder varierer saltholdigheten i havet mellom 33 og 37 ‰, men det kan ha store variasjoner særlig i kystnære strøk. I Rødehavet er saltholdigheten på 41 ‰, mens den i Østersjøen er på 7-8 ‰.
Ferskvann er vann som har mindre saltholdighet enn 0,5 ‰. Det ferskeste havvannet kalles for brakkvann.
Saliniteten i overflaten er ikke konstant. Den påvirkes av prosesser som tilfører eller fjerner ferskvann:
- Øker saliniteten: Fordampning (fjerner ferskvann) og isdannelse (fryser ferskvann, etterlater saltet i havvannet).
- Reduserer saliniteten: Nedbør, avrenning fra elver, og smelting av is (tilfører ferskvann).
Dette forklarer hvorfor vi finner høyest salinitet i subtropiske hav (stor fordampning) og lavere salinitet ved store elvemunninger.
Temperatur og varmekapasitet
Temperaturen i havet varierer fra rundt -2°C i polare områder til over 30°C i tropene. Den horisontale temperaturfordelingen følger i stor grad breddegradene, med varmest vann nær ekvator og kaldest vann ved polene. Dette mønsteret påvirkes av havstrømmer, som kan transportere varmt vann mot polene og kaldt vann mot ekvator.
Vertikalt finner vi vanligvis en lagdeling i havet, med et varmere overflatelag og kaldere vann i dypet. I de øverste 100–200 meterne er temperaturen ganske konstant i det som kalles blandingslaget, hvor vind, bølger og strømmer sørger for god omrøring. Under blandingslaget finner vi termoklinen, et område hvor temperaturen synker raskt over en kort dybdeøkning. Dyphavet under termoklinen har en ganske stabil temperatur på rundt 2–4°C.
De vertikale temperaturprofilene varierer med breddegrad og årstid. I tropiske områder er overflatevannet varmere og termoklinen mer markert, mens i polare strøk er temperaturforskjellen mellom overflate og dyp mindre. I tempererte områder ser vi større sesongvariasjoner, med varmere overflatevann og en tydeligere termoklin om sommeren. Disse temperaturmønstrene har stor betydning for havets sirkulasjon, som igjen påvirker klimaet på land.
Spesifikk varmekapasitet
En av vannets viktigste egenskaper er den ekstremt høye spesifikke varmekapasiteten. Det betyr at det kreves mye energi for å varme opp vann, men også at vann kan lagre og transportere enorme mengder varme før det selv blir kaldt. Dette gjør havet til jordens største “varmebatteri” og en sentral klimaregulator. Kystklima er derfor mye jevnere enn innlandsklima.
| Stoff | Spesifikk varmekapasitet \([J / kg\ K]\) |
|---|---|
| Tørr jord | 800 |
| Våt jord | 1480 |
| Sand | 830 |
| Leire | 1381 |
| Vann, flytende | 4182 |
| Vann, damp (27 \(^\circ C\) ) | 1864 |
| Is, snø | 2090 – 2108 |
| Luft, tørr | 1005 |
| Tre | 1300 – 2400 |
Trykk i havet
Når vi snakker om trykket i havet, så refererer vi til hydrostatisk trykk. Det hydrostatiske trykket er knyttet til vekten av vannet over deg, altså en trykkraft som kommer fra gravitasjonen. Ved overflaten er lufttrykket i gjennomsnitt 1013 mb, og det er laget en egen trykkskala der 1 atm = 1013 mb. Trykket nedover i havet øker lineært, der trykket øker med omtrent 1 atm per 10 m dyp. Så ved 1000 meters dyp, så vil trykket av havvannet være 100 atm, og da blir totaltrykket 101 atm (1 atm kommer fra lufttrykket). Siden trykket øker lineært med dypet, bruker man trykksensorer når man gjør målinger nedover i havdypet for å vite hvilket dyp sensoren er på
Tetthet og tetthetsforskjeller – den viktige drivkraften for havstrømmer
Tettheten til sjøvann er nøkkelen til å forstå den vertikale strukturen og sirkulasjonen i havet. Sjøvannets tetthet er en funksjon av temperatur, salinitet og trykk, beskrevet i en tilstandslikning for sjøvann.
Temperatur har vanligvis størst effekt. Kaldt, salt vann er altså tyngst og vil synke. Dette prinsippet er selve motoren i den globale dypvannssirkulasjonen. Variasjoner i disse størrelsene skaper tetthetsforskjeller som igjen fører til trykkgradienter – og dermed bevegelse i vannmassene.
En forenklet form av tilstandslikningen kan skrives som: \[\rho(S,T,p)=\rho_0 − \alpha (T−T_0) + \beta (S−S_0) + \kappa (p−p_0) \tag{15.1}\]
hvor \(\rho\) er tetthet, \(T\) er temperatur, \(S\) er salinitet og \(p\) er trykk. \(\alpha\), \(\beta\) og \(\kappa\) er termiske, haline og bariske koeffisienter som beskriver hvor følsom tettheten er for endringer i temperatur, salinitet og trykk. \(\rho_0\), \(T_0\), \(S_0\) og \(p_0\) er referanseverdier.
Vertikal fordeling av tetthet - pyknolin
I åpent hav øker tettheten vanligvis med dybden. I de øverste 100-200 meterne, i blandingslaget, er tettheten relativt konstant på grunn av omrøring fra vind og bølger. Under blandingslaget finner vi pyknoklinen, et område hvor tettheten øker raskt med dybden. Dette skyldes hovedsakelig temperaturfallet i termoklinen.
Global fordeling av tetthet
Det er viktig å merke seg at tettheten ikke endrer seg lineært med disse faktorene, da koeffisientene også endrer seg med trykk, temperatur og salinitet. Hvis du vil utforske hvordan tettheten endrer seg med dybde / trykk, saltholdighet og temperatur, kan du teste kalkulatoren som du finner her: https://fermi.jhuapl.edu/denscalc.html
Og hvis du har lyst til å se på hvordan koeffisientene regnes ut, så kan du ta en kikk her: https://sam.ucsd.edu/ltalley/sio210/readings/gill_appendix3_ppsw.pdf
Det er ingen som regner med disse formlene “for hånd” lengre, det finnes egne kalkulatorer for å beregne verdier i sjøvann som oseanografene bruker i modellene sine.
Generelt skal du som Geofag 2-elev vite:
Høy salinitet øker tetthet i havvann fordi flere oppløste ioner gjør vannet “tyngre”.
Lav temperatur øker tetthet i havvann fordi vannmolekylene beveger seg mindre og pakkes tettere.
Høyt trykk (dypere vann) øker tetthet i havvann fordi komprimeres svakt ved dypet. Denne faktoren har minst betydning av de tre faktorene, og får bare innvirkning på svært store dyp der saliniteten og temperaturen varierer mindre.
15.4 Lagdeling i havet
Havet er lagdelt på grunn av forskjeller i temperatur og salinitet. Øverst ligger blandingslaget, som påvirkes av vind og bølger. Her er både salinitet og temperatur relativt jevnt fordelt, siden vind og bølger fører til stor omrøring.
Under blandingslaget ligger sprangsjiktet, hvor temperatur, salinitet og tetthet endrer seg raskt med dypet. Her skjer det en rask overgang fra det lettere overflatevannet til det tyngre dypvannet. Vi kaller ofte sprangsjiktet for termoklinen når temperaturendringen er mest markant, og haloklinen når salinitetsendringen er mest markant. Samlet kalles det pyknoklinen når vi fokuserer på tetthetsendringen. Pyknoklinen sammenfaller ofte med termoklinen, siden det er den raske temperaturendringen som hovedsakelig forårsaker tetthetsøkningen.
- Overflatelaget (blandingslaget): Det øverste laget (typisk 0-200 m) som er i direkte kontakt med atmosfæren. Her blander vind og bølger vannet, slik at temperatur og salinitet er relativt konstant.
- Sprangsjiktet: Pyknolinen viser hvor tettheten øker raskt med dypet. Sprangsjiktet fungerer som en barriere som hindrer blanding mellom det lette overflatevannet og det tunge dypvannet. Pyknoklinen kan skyldes en rask temperaturendring (termoklin) eller en rask salinitetsendring (haloklin).
- Dypvannet: Det enorme volumet av kaldt, mørkt vann under pyknoklinen. Her er vannet homogent og temperaturen ligger stabilt på rundt 0-4 °C.
Lagdelingen hemmer vertikal blanding, og gjør havet til et stabilt, men tregt reagerende system. Små endringer i tetthet kan likevel føre til store strømmer over tid.
15.5 Vannmasser og T-S-diagrammer
Vannmasser i havet er store volum av sjøvann med karakteristiske og relativt homogene verdier av temperatur og salinitet. Disse egenskapene gir hver vannmasse et slags “fingeravtrykk” som gjør det mulig å spore hvor vannet kommer fra og hvordan det har beveget seg i havet.
Vannmassenes egenskaper bestemmes i stor grad av det som skjer når havvannet er i overflaten, altså nær overflaten. En varm atmosfære vil varme opp havvannet, og motsatt om det er kaldt. Saltholdigheten bestemmes av fordampning, ferskvannstilførsel (fra elver og bekker eller fra regn eller snø), og av isdannelse.
Hva er et T-S-diagram?
Et T-S-diagram (temperatur-salinitetsdiagram) er et grafisk verktøy der salinitet (S) plottes på x-aksen og temperatur (T) på y-aksen. Hver vannmasse kan representeres som et punkt eller en liten boks i dette diagrammet. I tillegg tegnes ofte linjer for konstant tetthet (isopyknaler; iso=lik, pyknos=tett) inn i diagrammet, slik at man kan se hvordan tettheten varierer med temperatur og saltholdighet.
Temperatur: Måles ofte som in-situ temperatur, altså den faktiske temperaturen i vannet på stedet.
Salinitet: Angis vanligvis i promille (‰) eller som praktisk saltholdighet (PSU).
Tetthet: Avhenger av både temperatur og saltholdighet, og vises som buede linjer i T-S-diagrammet (isopyknaler). I diagrammene i denne boken oppgis dem i kg/dm^3^, altså i kg/l.
Eksempel 15.1
Du får vite at du har en vannmasse som er 15\(^\circ C\) og 32,6 PSU ‰. I T-S-diagrammet 15.13 ser du at dette punktet ligger nær isopyknalen markert 1,024. Du kan dermed anslå at tettheten til denne vannmassen er omtrent 1,024 kg/dm3.
Identifisering av vannmasser
Fordi temperatur og saltholdighet endres svært sakte i havet, kan man bruke T-S-diagrammer til å identifisere ulike vannmasser. For eksempel har Antarktisk bunnvann (AABW) typisk temperatur mellom \(-0,5^\circ C\) og \(1,0^\circ C\) og salinitet rundt 34.6-34.8. Hvis man finner slike verdier i et T-S-diagram, kan man anta at det er denne vannmassen man observerer.
Når man måler temperatur og saltholdighet nedover i vannsøylen, vil man ofte se at ulike lag (overflatevann, mellomvann, dypvann) danner egne “klynger” eller linjer i T-S-diagrammet. Dette gjør det mulig å skille mellom for eksempel atlantisk overflatevann, arktisk mellomvann og antarktisk bunnvann.
Figur 15.14 viser noen av de viktigste vannmassene i Atlanterhavet og hvordan forskjeller i salinitet og temperatur skaper tetthetsforskjeller. Figur 15.15 viser en omtrentlig fordeling av de største vannmassene i Atlanterhavet.
I kapittel 16 kommer vi tilbake til hvordan tetthetsforskjellene kan skape havstrømmer og sirkulasjon i verdenshavene.
Blanding av vannmasser
Når to vannmasser blandes, vil blandingen få temperatur og saltholdighet som ligger på en rett linje mellom de to opprinnelige punktene i T-S-diagrammet. Hvis tre vannmasser blandes, vil blandingen ligge inne i trekanten som dannes av de tre punktene. Dette gjør T-S-diagrammet til et nyttig verktøy for å forstå blandingsprosesser i havet.
Cabbelling
Cabbelling er et spesielt fenomen. Når to vannmasser med samme tetthet, men ulik temperatur og saltholdighet, blandes, kan den nye blandingen få høyere tetthet enn de opprinnelige vannmassene. Dette kan vises i T-S-diagrammet ved at blandingspunktet ligger under isopyknalen som forbinder de to opprinnelige punktene, se eksempel i figur 15.16.
Praktisk bruk av T-S-diagrammer
Identifisere vannmasser: Hver vannmasse har sitt karakteristiske område i T-S-diagrammet.
Vurdere stabilitet og lagdeling: Hvis tettheten øker med dypet (dvs. man beveger seg mot høyere tetthet i T-S-diagrammet nedover i vannsøylen), er vannsøylen stabil. Hvis ikke, kan det oppstå blanding eller konveksjon.
Sporing av blanding: Blanding av vannmasser vises som rette linjer mellom punktene i diagrammet.
T-S-diagrammer er derfor et sentralt verktøy for oseanografer når de skal analysere og tolke målinger fra havet.
Oppgave 15.5
Du har tre vannmasser, A, B og C, med følgende egenskaper:
Vannmasse A: Temperatur = 15 °C, Salinitet = 34 ‰
Vannmasse B: Temperatur = 5 °C, Salinitet = 35 ‰
Vannmasse C: Temperatur = 3 °C, Salinitet = 34,5 ‰
- Hvilken av vannmassene har høyest og lavest tetthet? Begrunn svaret ditt.
- Hva vil skje hvis den tyngste og letteste vannmassen møtes?
- En fjerde vannmasse, D, har temperatur 9 °C og salinitet 35.5 ‰. Hva skjer hvis du blander vannmasse C og D? Begrunn svaret ditt.
Cabbelling skjer typisk på høyere breddegrader, der vannmasser med ulik salinitet og temperatur, men tilnærmet samme tetthet, møtes.
Grønlandshavet
Grønlandshavet er et av de mest intensivt studerte områdene for cabbelling. Her har forskere identifisert fire særlig aktive regioner (Kasajima & Johannessen, 2009):
Vest for Bjørnøya (Barentshavet) – Dette er det mest aktive området for cabbelling i Grønlandshavet. Her møtes varmt nordatlantisk vann (NAW) med kaldt vann fra Barentshavet, noe som gir en maksimal synkehastighet på 7,5 m/døgn og en tetthetsøkning på 4,7×10⁻³ kg/m³.
Den arktiske frontsonen (Arctic Frontal Zone) – Blanding mellom nordatlantisk vann og arktisk middelvann (AIW) gir en tetthetsøkning på 1,5×10⁻³ kg/m³.
Det sentrale Grønlandshavet – Her foregår blanding mellom NAW, modifisert NAW og AIW, med en tetthetsøkning på 1,3×10⁻³ kg/m³.
Det vestlige Grønlandshavet – Cabbelling-aktiviteten er mer spredt og svakere her, med en maksimal synkehastighet på 2,5 m/døgn og tetthetsøkning på 0,4×10⁻³ kg/m³.
En nylig studie fra 2025 brukte avanserte robotmålinger (Air-Sea Interaction Profiler) for å observere cabbelling i Grønlandshavet. Prosessen er viktig for smeltingen av arktisk havis, siden den kan øke tilførselen av varme fra dypere lag til overflaten (Ochs, 2025).
Weddellhavet
Weddelhavet er et av de andre viktige havområdene hvor vi har dypvannsdannelse. Her dannes Antarktisk bunnvann, som er en viktig del av den termohaline sirkulasjonen (som vi kommer tilbake til i kapittel 16.2.2). Dette dype og tette vannet dannes hovedsakelig gjennom saltutskilling ved overflaten når havis fryser om vinteren, og eksporteres deretter nordover langs havbunnen hvor det påvirker sirkulasjonen i hele verdenshavet. Cabbelling kan påvirke dyphavsdannelsen i Weddellhavet ved at tettheten øker mer, som akselererer synking og bidrar til å forsterke den vertikale blandingen i vannsøylen, noe som påvirker egenskapene til bunnvannet som dannes (Bailey et al., 2023).
Nord-Stillehavet
I det vestlige Nord-Stillehavet spiller cabbelling en viktig rolle for dannelsen av nordstillehavs-middelvann (NPIW). I området øst for Japan, kjent som Mixed Water Region, møtes det kalde og ferske Oyashio-vannet med det varme og salte Kuroshio-vannet. Cabbelling under denne blandingen fører til at NPIW får høyere tetthet enn Oyashio-vinterblandingslaget (Talley & Yun, 2001).
Labradorhavet
Labradorhavet er et annet viktig konveksjonsområde der cabbelling kan forekomme. Her møtes kaldt, ferskt Labradorhavvann med varmt, salt nordatlantisk vann. Selv om området er mer kjent for dyp konveksjon forårsaket av atmosfærisk avkjøling, kan cabbelling bidra til vertikal transport og endring av vannmassene.
Fellestrekk for cabbelling-områder
Områdene der cabbelling typisk forekommer har følgende kjennetegn:
Frontområder på høye breddegrader der vannmasser med svært ulike temperatur- og salthetsegenskaper møtes
Områder med smeltende havis som tilfører ferskt, kaldt vann som kan blande seg med varmere, saltere vann
Konveksjonsområder der vi finner dyphavsdannelse