6.  ΩΚΕΑΝΙΑ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ - ΘΑΛΑΣΣΙΑ ΡΕΥΜΑΤΑ

 

        6.1 Γενικά

Η επιφάνεια των ωκεανών βρίσκεται συνέχεια κάτω από την επίδραση των ατμοσφαιρικών συνθηκών, δηλαδή της τριβής που ασκεί ο άνεμος στην επιφάνεια, και παρασύρει τις θαλάσσιες μάζες, και της ηλιακής ενέργειας, της εξάτμισης και των κατακρημνισμάτων που μεταβάλλουν τοπικά την πυκνότητα του θαλασσινού νερού. Η συσσώρευση θαλασσίων μαζών σε μια περιοχή (π.χ. παρασυρόμενες από τον άνεμο) και η διαφοροποίηση της πυκνότητας οδηγούν σε οριζόντιες διαφορές πίεσης στο εσωτερικό, με αποτέλεσμα τη ροή μαζών για την αποκατάσταση αυτή της ισορροπίας.  Οι κινήσεις θα ήταν απλές αν η γη ήταν ακίνητη. Η περιστροφή της γης προσθέτει την παράμετρο Coriolis (2ΩVημφ) η οποία τροποποιεί την κίνηση ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος φ και την ταχύτητα V του ρεύματος (το Ω είναι η γωνιακή ταχύτητα της γης και είναι σταθερή). Η πορεία των ρευμάτων εκτρέπεται προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο και προς τα αριστερά στο νότιο. Ο Ισημερινός αποτελεί ένα όριο στο οποίο μηδενίζεται η δύναμη Coriolis και όλο το σύστημα της ωκεάνιας κυκλοφορίας αναπτύσσεται σχεδόν συμμετρικά βόρεια και νότια αυτού του νοητού ορίου, παρά του ότι οι ωκεάνιες λεκάνες δεν παρουσιάζουν κανένα φυσικό όριο στην περιοχή αυτή. 

Η ωκεάνια κυκλοφορία μπορεί να χωριστεί σε δύο βασικές κατηγορίες:

·         Στην επιφανειακή κυκλοφορία, όπου κύρια γενεσιουργός αιτία των ρευμάτων είναι οι ατμοσφαιρικές συνθήκες.

·         Και στην κυκλοφορία των βαθιών και πυθμένιων νερών που ονομάζεται θερμόαλος κυκλοφορία γιατί κυρίως οδηγείται από διαφορές θερμοκρασίας και αλατότητας και έχει σημαντική κατακόρυφη συνιστώσα.

Η επιφανειακή κυκλοφορία περιλαμβάνει δύο κύριες κατηγορίες ρευμάτων:  Τα ρεύματα από την τριβή του ανέμου ή ανεμογενή ρεύματα και τα ρεύματα χωρίς τριβή που προκαλούνται από οριζόντιες διαφορές πίεσης. Στην πράξη οι δύο κατηγορίες αλληλεξαρτώνται γιατί η συρροή θαλασσίων μαζών από τον άνεμο δημιουργεί συσσωρεύσεις όγκων σε κάποια ωκεάνια περιοχή με αποτέλεσμα μεταβολή της στάθμης και κατά συνέπεια οριζόντιες διαφορές πίεσης στο εσωτερικό. Για διδακτικούς λόγους εξετάζουμε την κάθε κατηγορία χωριστά.

 

 

        6.2 Ρεύματα με τριβή

        6.2.1 Ανεμογενή ρεύματα - Σπιράλ του Εκμαν.

Ο άνεμος, εκτός από τα κύματα που δημιουργεί και τα οποία θα εξετάσουμε σε επόμενο κεφάλαιο, παρασύρει το επιφανειακό νερό με την τριβή που ασκεί στην επιφάνεια της θάλασσας. Η διεύθυνση της κίνησης του νερού, δεν ταυτίζεται με τη διεύθυνση του ανέμου. Η τριβή του ανέμου σε συνδυασμό με τη δύναμη Coriolis παρασύρουν τα νερά, και τα εκτρέπουν προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο. Καθώς η κίνηση μεταδίδεται σε βάθος, το κάθε στρώμα παρασύρει με τριβή το επόμενο. Αυτό έχει σαν αποτέλεσμα τη συνεχή εκτροπή προς τα δεξιά της κίνησης των βαθύτερων στρωμάτων, με ταυτόχρονη εκθετική μείωση της ταχύτητας.

Το φαινόμενο αυτό μελετήθηκε από τον Ekman, ο οποίος προσδιόρισε την κίνηση κάθε στρώματος στο βάθος. Το αποτέλεσμα γίνεται εμφανές αν κατασκευάσουμε ένα τρισδιάστατο σχήμα και τοποθετήσουμε σε ένα κάθετο άξονα, τα ανύσματα της ταχύτητας του νερού στα διάφορα βάθη, τότε αυτά σχηματίζουν ένα σπιράλ (σχήμα 6.1). Το επιφανειακό τμήμα του σπιράλ είναι μεγαλύτερο και βαίνει μειούμενο εκθετικά με το βάθος, ώσπου σβήνει. Το σπιράλ αυτό ονομάζεται σπιράλ του Ekman και περιγράφεται με εξισώσεις ως εξής:

 

όπου V₀  είναι η ταχύτητα του επιφανειακού στρώματος του νερού, D_E είναι το βάθος  επίδρασης της τριβής στο σπιράλ του Ekman. Το Α_z είναι το κινηματικό ιξώδες περιδίνησης (kinematic eddy viscosity) στην κατακόρυφη διεύθυνση. Η δύναμη Coriolis  είναι το F και τα u_E   και v_E είναι οι προβολές του ανύσματος της οριζόντιας ταχύτητας V στους άξονες χ και ψ, ώστε να μπορέσει να περιγραφεί η οριζόντια περιστροφή του ανύσματος της ταχύτητας (V²=u_E²+v_E²).

Στο σπιράλ του Ekman, το πρώτο επιφανειακό στρώμα νερού παρασύρεται με απόκλιση 45^ο προς τα δεξιά του ανύσματος του επιφανειακού ανέμου. Καθώς τα ανύσματα περιστρέφονται, υπάρχει κάποιο βάθος στο οποίο η διεύθυνση του ανύσματος της ταχύτητας είναι αντίθετη με την φορά του ανέμου. Στην πράξη όμως μετά την αποκατάσταση ισορροπίας στη ροή του νερού, επικρατεί μια μέση διεύθυνση μεταφοράς.

Αν υπολογίσουμε το μέσο όρο της διεύθυνσης της κίνησης των νερών στα διάφορα στρώματα ως το μέγιστο βάθος που φθάνει το σπιράλ του Ekman τότε προκύπτει ότι (για το βόρειο ημισφαίριο) η μέση διεύθυνση μεταφοράς είναι  90^ο προς τα δεξιά της ταχύτητας του ανέμου. Δηλαδή αν για παράδειγμα φυσά άνεμος βόρειας συνιστώσας τα νερά θα παρασυρθούν προς τα δυτικά στο βόρειο ημισφαίριο, και προς τα ανατολικά στο νότιο. Η μεταφορά των θαλασσίων μαζών με τον τρόπο αυτό ονομάζεται μεταφορά Ekman.

Η μεταφορά Ekman για να είναι όντως 90^ο προς τα δεξιά της διεύθυνσης του ανέμου πρέπει να ισχύουν τα προβλεπόμενα από την θεωρία στοιχεία δηλαδή: Το βάθος του νερού να είναι επαρκές και να ξεπερνά το βάθος ανάπτυξης του σπιράλ του Ekman.

Σαν διεύθυνση του ανέμου θεωρείται η διεύθυνση που έχει ο άνεμος ακριβώς στην επιφάνεια του νερού. Κάτι αντίστοιχο όμως με το φαινόμενο Ekman συμβαίνει και στα χαμηλά στρώματα της ατμόσφαιρας. Έτσι η τριβή του ανέμου στην επιφάνεια του νερού προξενεί απόκλιση της διεύθυνσης των χαμηλών στρωμάτων σε σχέση με τα ανώτερα, με αποτέλεσμα ο γεωστροφικός άνεμος (ο άνεμος που προκύπτει από τους χάρτες καιρού) να μην είναι της ίδιας διεύθυνσης με τον άνεμο στην επαφή της ατμόσφαιρας με τη θάλασσα. Η απόκλιση του επιφανειακού ανέμου γίνεται προς τα αριστερά της κίνησης του γεωστροφικού ανέμου, γιατί η τριβή προκαλεί επιβράδυνση (το αντίθετο δηλ. με  το φαινόμενο Ekman στο νερό, για το Β. ημισφαίριο).

 Στην πράξη ένας παρατηρητής στην επιφάνεια του νερού, βλέπει τα επιφανειακά νερά να παρασύρονται με την προβλεπόμενη  απόκλιση (45^ο) ως προς τη διεύθυνση του επιφανειακού ανέμου. Αν όμως γίνει συσχέτιση με τον άνεμο, την πραγματική δηλαδή κίνηση των αερίων μαζών σε ύψος μεγαλύτερο από 10 m από την επιφάνεια της θάλασσας, τότε η απόκλιση είναι μικρότερη. Αυτό συμβαίνει γιατί η τριβή του ανέμου στην επιφάνεια του νερού εκτρέπει προς τα αριστερά τα τελευταία μέτρα του επιφανειακού ανέμου τα οποία τελικά  εφάπτονται στην επιφάνεια της θάλασσας με λίγο διαφορετική γωνία από ότι ο άνεμος σε μεγαλύτερο ύψος (Σχήμα 6.2).

Παρόμοια συμπεριφορά συμβαίνει και όταν το βάθος του νερού είναι μικρό και δεν μπορεί να αναπτυχθεί πλήρως το σπιράλ του Ekman. Η τριβή του νερού στον πυθμένα προξενεί επιβράδυνση, με αποτέλεσμα την προς τα αριστερά απόκλιση της κίνησης των βαθύτερων στρωμάτων και αναστροφή του σπιράλ (στο βόρειο πάντα ημισφαίριο).  Έτσι στα ρηχά νερά η μέση διεύθυνση της κίνησης του νερού  έχει πολύ μικρή απόκλιση από τη διεύθυνση του ανέμου.

 

 

        6.2.2 Το φαινόμενο της Άντλησης (upwelling)

Η άντληση, ή upwelling όπως είναι διεθνώς γνωστή, είναι ένα πολύ σημαντικό φαινόμενο για την επαύξηση της ζωής στις περιοχές που συμβαίνει και συνίσταται στην εξαναγκασμένη άνοδο ψυχρών και πλούσιων σε θρεπτικά συστατικά νερών από τα βαθύτερα στρώματα στην επιφάνεια. Στην ελληνική βιβλιογραφία συναντάται και σαν ανάδυση ή ανάβλυση. Θεωρούμε πιο πετυχημένο το όρο άντληση γιατί πρόκειται για εξαναγκασμένη άνοδο νερών από το βάθος.

Το φαινόμενο αυτό συμβαίνει σε συγκεκριμένες παράκτιες περιοχές αλλά και στον ανοικτό ωκεανό, κυρίως στην ζώνη του ισημερινού. Οι ψυχρές θαλάσσιες μάζες που έρχονται στην επιφάνεια επηρεάζουν επίσης και το κλίμα των γειτονικών περιοχών. Η ζωή στα βαθύτερα στρώματα της θάλασσας είναι πιο περιορισμένη από ότι στην επιφάνεια. Έτσι τα θρεπτικά συστατικά βρίσκονται σε σχετική αφθονία γιατί δεν υπάρχουν αρκετοί οργανισμοί να τα καταναλώσουν. Όταν λοιπόν τα νερά αυτά με το φαινόμενο της άντλησης έρθουν στην επιφάνεια τροφοδοτούν με θρεπτικά το βιολογικό κύκλο, με αποτέλεσμα τη μεγάλη παραγωγικότητα των περιοχών αυτών. Το μεγαλύτερο ποσοστό της παγκόσμιας αλιείας προέρχεται από περιοχές όπου συμβαίνει upwelling παρά του ότι αντιπροσωπεύουν  μόνο το 3% της επιφάνειας των ωκεανών.

Ένας από τους πιο σημαντικούς παράγοντες που προκαλούν το φαινόμενο της άντλησης στις παράκτιες περιοχές είναι η μεταφορά Ekman. Όπως είδαμε στο προηγούμενο κεφάλαιο 6.2.1 όταν υπάρχει επαρκές βάθος για να αναπτυχθεί το σπιράλ του Ekman η μέση μεταφορά των θαλασσίων μαζών γίνεται 90^ο προς τα δεξιά της φοράς του ανέμου (Β. ημισφ.). Αν για παράδειγμα άνεμος βόρειας συνιστώσας πνέει σε παράκτια περιοχή παράλληλα στην ακτογραμμή και έχει στα αριστερά του την χέρσο, τότε τα νερά θα παρασυρθούν προς τα δεξιά. Αυτό δημιουργεί μια ταπείνωση στην επιφάνεια της θάλασσας κοντά την ακτή. Τότε για να αποκατασταθεί η ισορροπία αντλούνται νερά από τα βαθύτερα στρώματα προς την επιφάνεια. Τα νερά που αντλούνται δεν προέρχονται από πολύ μεγάλο βάθος αλλά από τα 300 ως τα 500m (Σχήμα 6.3).

 

 

 

Μια παρόμοια περίπτωση με το παραπάνω παράδειγμα αποτελούν οι περιοχές του Αιγαίου και του Ιονίου πελάγους τους θερινούς μήνες που πνέουν τα μελτέμια -άνεμοι Β συνιστώσας-. Οι παράκτιες ζώνες κατά μήκος των ακτών της Μικράς Ασίας,  στο ανατολικό Αιγαίο και της Δυτικής Ελλάδας, στο Ιόνιο, αποτελούν περιοχές στις οποίες αντλούνται ψυχρά νερά από τα βαθύτερα στρώματα. Το φαινόμενο αυτό φαίνεται χαρακτηριστικά στη θερμική δορυφορική εικόνα του σχήματος  6.4.

 

 

Μια από τις πιο χαρακτηριστικές περιοχές άντλησης, με τον τρόπο αυτό, αποτελούν οι ακτές του Περού στη Λατινική Αμερική, με σημαντική σημασία για την παγκόσμια αλιευτική παραγωγή. Οι ΝΑ αληγείς του Ν. ημισφαιρίου απομακρύνουν τις θαλάσσιες μάζες προς τα δυτικά (μεταφορά προς τα αριστερά του ανέμου - Νότιο ημισφαίριο), δημιουργώντας τις προϋποθέσεις άντλησης. Εξασθένιση των ανέμων λόγω του φαινομένου El-Niño σταματά την άντληση και περιορίζονται δραματικά τα αλιεύματα, με τεράστιες οικονομικές συνέπειες.

Το φαινόμενο της άντλησης δεν προξενείται μόνο από τη μεταφορά Ekman στις παράκτιες ζώνες. Άντληση συμβαίνει και στις παρακάτω περιπτώσεις:

Σε περιοχές που βρίσκονται στο εσωτερικό μιας ωκεάνιας λεκάνης,  σε ζώνη όπου ξεκινούν αντίθετα κινούμενα ρεύματα. Η απομάκρυνση θαλασσίων μαζών από τη ζώνη αυτή εξισορροπείται με την άντληση νερών από βαθύτερα στρώματα (σχήμα 6.5).

Σε πολικές περιοχές όπου μετά το σχηματισμό πάγου δημιουργείται ψυχρό και αλμυρό νερό. Το νερό αυτό έχει μεγάλη πυκνότητα, βυθίζεται και εκτοπίζει το λιγότερο πυκνό νερό από το βάθος, το οποίο ανεβαίνει στην επιφάνεια (σχήμα 6.6).

Σε παράκτιες περιοχές όπου ρέει ένα μόνιμο θαλάσσιο ρεύμα και τοπικά κάποιο εμπόδιο προξενεί ένα στροβιλισμό. Το ρεύμα παρασύρει μαζί του τα επιφανειακά νερά που στροβιλίζονται δημιουργώντας τοπικά μια πτώση στάθμης και έτσι αντλούνται νερά από το βάθος (σχήμα  6.7).

        

 

        6.1 Ρεύματα χωρίς τριβή 

        6.3.1 Γεωστροφικά ρεύματα

Τα γεωστροφικά ρεύματα είναι ρεύματα που αναπτύσσονται από οριζόντιες διαφορές πίεσης με ταυτόχρονη την επίδραση της δύναμης Coriolis.  Ο άνεμος, η μεταφορά Ekman, η εξάτμιση, και άλλοι παράγοντες προξενούν αποκλίσεις στην πραγματική στάθμη της θάλασσας από τη στάθμη ισορροπίας που είναι η επιφάνεια του γεωειδούς. Πρέπει να σημειωθεί ότι για διδακτικούς λόγους η στάθμη ισορροπίας θα θεωρηθεί σαν επίπεδη επιφάνεια.  Στην πράξη δεν υπάρχει επίπεδο με τη γεωμετρική έννοια, γιατί οι διαστάσεις των ωκεάνιων λεκανών είναι τέτοιες που η καμπυλότητα της γης αλλά και η πραγματική επιφάνεια του γεωειδούς είναι σημαντικές. Στον παρατηρητή όμως που εξετάζει τις οριζόντιες διαφορές πίεσης η επιφάνεια  του γεωειδούς ‘φαίνεται’ σαν επίπεδο. Αντί λοιπόν να μιλάμε για οριζόντια επίπεδα πιο σωστό είναι να αναφερόμαστε σε γεωδυναμικές επιφάνειες (geopotential  surfaces). Μια γεωδυναμική επιφάνεια είναι μια επιφάνεια επάνω στην οποία η ύλη δεν παρουσιάζει διαφορά δυναμικής ενέργειας.

Οι αποκλίσεις που συμβαίνουν στην επιφάνεια της θάλασσας από τη γεωδυναμική επιφάνεια είναι της τάξεως μερικών δεκάδων εκατοστών ανά 1000Km. Μπορεί να φαίνονται αμελητέες, είναι όμως σημαντικές στη δημιουργία των ρευμάτων. Σε μια ωκεάνια λεκάνη π.χ. το βόρειο Ατλαντικό συνήθως επικρατούν μόνιμα συστήματα ανέμων όπως είναι οι Δυτικοί και οι Αληγείς του βόρειου ημισφαιρίου. Με τη μεταφορά Εκμαν τα δύο συστήματα ανέμων μεταφέρουν στο κέντρο της ωκεάνιας λεκάνης του βόρειου Ατλαντικού σημαντικές ποσότητες νερών και δημιουργούν ένα ύβωμα (σχήμα 6.8). Συγχρόνως οι θαλάσσιες μάζες οι οποίες μεταφέρονται είναι θερμότερες και ‘ελαφρύτερες’ γιατί το νερό που παρασύρεται είναι το επιφανειακό. Πόσο όμως μπορεί να αυξάνεται σε ύψος το ύβωμα στο κέντρο του Ατλαντικού; Δημιουργούνται οριζόντιες διαφορές πίεσης του κέντρου προς την περιφέρεια και τείνουν να μετακινηθούν θαλάσσιες μάζες για την αποκατάσταση της ισορροπίας. Ταυτόχρονα επιδρά η δύναμη Coriolis που περιστρέφει δεξιόστροφα τις κινούμενες μάζες. Τότε ολόκληρο το ύβωμα περιστρέφεται με τέτοιο τρόπο ώστε κάθε μόριο νερού να έχει το ‘λόφο’ στα δεξιά της διεύθυνσης κίνησης (στο βόρειο ημισφαίριο) (σχήμα 6.9). Η δύναμη Coriolis αποκτά μέτρο ίσο με τη βαροβαθμίδα.

 

 

 

Επομένως γεωστροφικά ονομάζονται τα ρεύματα που έχουν τέλεια εξισορρόπηση μεταξύ της δύναμης Coriolis και της βαροβαθμίδας (δηλ. της δύναμης που αναπτύσσεται από οριζόντιες διαφορές πίεσης).

 

 

 

Στην περίπτωση αυτή:

                                                                                                                                   Coriolis                    βαροβαθμίδα

Όπου το V είναι η ταχύτητα του ρεύματος, το f είναι το γεωγραφικό πλάτος, το Ω η γωνιακή ταχύτητα της γης, το r η πυκνότητα και το δp/δx  η οριζόντια μεταβολή της πίεσης p. Το (1/r) είναι επίσης ο ειδικός όγκος a, επομένως:

Η ποσότητα aδp ορίζεται ως δυναμικό ύψος και συμβολίζεται με ΔΦ. Η πλήρης έκφρασή του είναι:

ΔΦ = ò adp

 Το δυναμικό ύψος έχει μονάδες m²/sec² και αποτελεί μια ποσότητα μπορεί να υπολογιστεί από μετρήσεις της κατανομής της πυκνότητας με το βάθος στο πεδίο. Συστηματικές τέτοιες μετρήσεις σε κάναβο σε μια θαλάσσια περιοχή επιτρέπουν την κατασκευή χαρτών με ισαριθμητικές καμπύλες της κατανομής του δυναμικού ύψους. Από τέτοιους χάρτες είναι μετά δυνατός ο υπολογισμός των θαλάσσιων ρευμάτων ως εξής:

Αν δύο περιοχές Α και Β, που απέχουν απόσταση L, έχουν δυναμικό ύψος ΔΦ_Α και ΔΦ_Β αντίστοιχα, τότε η μέση ταχύτητα V του γεωστροφικού ρεύματος μεταξύ των σημείων Α και Β θα είναι:

Η πραγματική διαφορά υψομέτρου μεταξύ των σημείων Α και Β είναι:

                             

Οι υψομετρικές διαφορές πρέπει να υπενθυμίσουμε ότι στην ουσία είναι αποκλίσεις θετικές ή αρνητικές από τη στάθμη ισορροπίας. Η τάξη μεγέθους τους είναι μερικές δεκάδες εκατοστά του μέτρου ανά 1000Km. Οι αναταράξεις από τα κύματα και τις παλίρροιες είναι κατά πολύ μεγαλύτερες και μέχρι πριν λίγα χρόνια δεν ήταν δυνατό να μετρηθούν από τον άνθρωπο αυτές οι υψομετρικές διαφορές. Την τελευταία όμως δεκαετία ένας δορυφόρος που υποστηρίζεται από άλλα συστήματα επίγεια και δορυφορικά έχει την δυνατότητα να καταγράφει τέτοιες υψομετρικές διαφορές. Το δορυφορικό αυτό σύστημα ονομάζεται TOPEX-POSEIDON και είναι αποτέλεσμα Αμερικανο-Γαλλικής συνεργασίας. Τα πρώτα 4-5 χρόνια της λειτουργίας του το σύστημα αυτό συνέλλεγε πληροφορίες που σε συνδυασμό με επίγειες βαρυτικές μεθόδους καθόρισαν την επιφάνεια του γεωειδούς της γης, ειδικά επάνω από τις ωκεάνιες περιοχές. Χρησιμοποιώντας το γεωειδές σαν αναφορά είναι πλέον δυνατό να μετρηθούν αποκλίσεις μερικών εκατοστών οι οποίες δεν οφείλονται σε μικρής περιόδου μεταβολές όπως είναι τα κύματα και οι παλίρροιες. Οι διαφορές αυτές είναι η δυναμική τοπογραφία και μπορούν να αναπαρασταθούν με τη μορφή ψηφιακού χάρτη. Αυτό έγινε δυνατό τα τελευταία 3-4 χρόνια και είναι η πρώτη φορά που ο άνθρωπος έχει τη δυνατότητα σε καθημερινή βάση να έχει πληροφόρηση για τη δυναμική τοπογραφία απευθείας και όχι με έμμεσες μεθόδους όπως είναι οι συστηματικές μετρήσεις της θερμοκρασίας και αλατότητας.

Πως όμως θα γίνει αριθμητικός υπολογισμός των ρευμάτων από την κλίση που παρουσιάζει η επιφάνεια της θάλασσας; Στο σχήμα 6.10 φαίνονται οι δυνάμεις που ενεργούν σε μια κεκλιμένη επιφάνεια με γωνία κλίσης i που βρίσκεται σε γεωστροφική ισορροπία. Σε μια στοιχειώδη μάζα νερού επενεργούν η βαρύτητα g και η πίεση p. Η βαρύτητα είναι κατακόρυφη και η πίεση είναι κάθετη στην επιφάνια. Τη πίεση p την αναλύουμε σε δύο συνιστώσες, μία κάθετη (p_z=pσυνi) και μία οριζόντια (p_x=pημi).

 

Η κάθετη συνιστώσα εξισορροπείται από την βαρύτητα g επομένως:

Η οριζόντια συνιστώσα εφόσον υπάρχει γεωστροφική ισορροπία εξισορροπεί πλήρως με την Coriolis:

αντικαθιστώντας το p από την προηγούμενη εξίσωση έχουμε:

Έτσι από την κλίση της επιφάνειας i γνωρίζοντας το γεωγραφικό πλάτος  f και τη γωνιακή ταχύτητα της γης Ω μπορούμε να υπολογίσουμε την ταχύτητα V του γεωστροφικού ρεύματος. Τα σχήματα 6.11 & 6.12 είναι χάρτες από το σύστημα TOPEX-POSEIDON της δυναμικής τοπογραφίας και των γεωστροφικών ρευμάτων που προκύπτουν.

 

 

 

 

        6.3.2 Ρεύματα αδράνειας

Όταν σταματήσουν οι δυνάμεις που επενεργούν σε κάποια κινούμενη μάζα νερού π.χ. ανεμογενές ρεύμα ή αν κάποια μάζα νερού διαφύγει από το πεδίο επενέργειας των δυνάμεων που προξενούν το κυρίως θαλάσσιο ρεύμα, τότε η μάζα εξακολουθεί να κινείται εξαιτίας της αδράνειάς της. Στην κίνηση επιδρά μόνο η δύναμη Coriolis με αποτέλεσμα τη συνεχή περιστροφή της θαλάσσιας μάζας και τη διαγραφή κυκλικής τροχιάς.  Η περίοδος περιστροφής T, με την οποία η θαλάσσια μάζα στροβιλίζεται, είναι συνάρτηση του γεωγραφικού πλάτους f:

όπου V η γωνιακή ταχύτητα στροβιλισμού και R η ακτίνα της περιστροφής. Επίσης:

 Η ακτίνα στροβιλισμού R έχει την ελάχιστη τιμή στους πόλους και είναι άπειρο στον ισημερινό. Η περίοδος στροβιλισμού μεταβάλλεται από 11.97 ώρες στους πόλους,  σε 16.93 ώρες σε 45^ο Γ.Π. και σε άπειρο στον ισημερινό.

 

 

          6.4 Γενικά χαρακτηριστικά της παγκόσμιας ωκεάνιας κυκλοφορίας

Για να γίνει κατανοητή, η συνοπτική περιγραφή της παγκόσμιας ωκεάνιας κυκλοφορίας, πρέπει να λάβουμε υπόψη μας τα παρακάτω:

·  Την κατανομή των ανέμων στη γη.

·  Την κατανομή της δύναμης Coriolis και κυρίως το μηδενισμό της στον ισημερινό.

Τα παγκόσμια συστήματα των ανέμων αναπτύσσονται σχεδόν συμμετρικά στα δύο ημισφαίρια και είναι:

·Σε γεωγραφικό πλάτος >60^ο Βόρειο, βρίσκονται οι Πολικοί Βορειοανατολικοί άνεμοι.

·Σε γεωγραφικό πλάτος  μεταξύ 60^ο και 30^ο Βόρειο βρίσκονται οι Δυτικοί Βορείου Ημισφαιρίου άνεμοι.

·Σε γεωγραφικό πλάτος  μεταξύ 30^ο και 2^ο Βόρειο, βρίσκονται οι ΒΑ Αληγείς άνεμοι.

·Λίγο βορειότερα από τον ισημερινού (8^ο Β.Γ.Π.), βρίσκονται οι άνεμοι Doldrums, που είναι επίσης δυτικοί αλλά με μικρότερη ένταση από τους Αληγείς. Οι άνεμοι αυτοί δεν υπάρχουν στο νότιο ημισφαίριο. 

·Σε γεωγραφικό πλάτος  μεταξύ 30^ο και 0^ο Νότιο, βρίσκονται οι ΝΑ Αληγείς άνεμοι.

·Σε γεωγραφικό πλάτος  μεταξύ 30^ο και 60^ο Νότιο, βρίσκονται οι Δυτικοί Νοτίου Ημισφαιρίου άνεμοι.

·Σε γεωγραφικό πλάτος >60^ο Νότιο, βρίσκονται οι Πολικοί Νοτιοοανατολικοί άνεμοι.

 

Η κατανομή των ανέμων στη γη φαίνεται στο σχήμα 6.13.

 

Αρχίζοντας την περιγραφή των ρευμάτων από τον ισημερινό διαπιστώνουμε ότι δημιουργείται μια ζώνη κατά μήκος της ευρύτερης περιοχής του ισημερινού, σε κάθε ωκεανό, που μεταφέρει θαλάσσιες μάζες από τα ανατολικά περιθώρια της λεκάνης προς τα δυτικά. Έτσι δημιουργούνται το Βόρειο Ισημερινό Ρεύμα και το Νότιο Ισημερινό Ρεύμα. Αυτό συμβαίνει γιατί οι θαλάσσιες μάζες παρασύρονται κατά τη διεύθυνση του ανέμου και δεν εκτρέπονται από τη δύναμη Coriolis.

Συσσωρεύονται λοιπόν σημαντικού όγκου θαλάσσιες μάζες στις δυτικές παρυφές των ωκεάνιων λεκανών, δημιουργώντας μια ανύψωση στην περιοχή αυτή. Ακριβώς στον ισημερινό (0^ο Γ.Π.) υπάρχουν ανατολικής συνιστώσας άνεμοι, οι οποίοι παρασύρουν στα ανατολικά επιφανειακές θαλάσσιες μάζες. Η οριζόντια διαφορά πίεσης όμως από τις συσσωρευμένες μάζες στο δυτικό άκρο της λεκάνης, προξενεί ένα υποεπιφανειακό ρεύμα που μεταφέρει νερό προς τα ανατολικά, βοηθώντας την υδροστατική εξισορρόπηση. Το αντίθετο αυτό ρεύμα ονομάζεται Υποεπιφανειακό Ισημερινό Αντίρευμα.

Το Υποεπιφανειακό Ισημερινό Αντίρευμα δεν είναι το μόνο που μεταφέρει αντίθετα θαλάσσιες μάζες. Στην ζώνη όπου επικρατούν οι άνεμοι Doldrums εξαιτίας της μικρότερης έντασης τους, σε σχέση με τους γειτονικούς Αληγείς, δημιουργείται ένα πεδίο εξασθενημένων επιφανειακών τάσεων που βοηθούν στη δημιουργία ενός επιφανειακού αντιρεύματος που μεταφέρει σημαντικές θαλάσσιες μάζες προς τα ανατολικά. Το ρεύμα αυτό ονομάζεται Βόρειο Ισημερινό Αντίρευμα.

Ξεφεύγοντας από τη ζώνη του ισημερινού, τα θαλάσσια ρεύματα κινούνται με τέτοιο τρόπο ώστε τα νερά κάθε ωκεάνιας λεκάνης να στροβιλίζονται δεξιόστροφα στο βόρειο ημισφαίριο και αριστερόστροφα στο νότιο. Έτσι βλέπουμε να υπάρχει ένα αόρατο όριο στον ισημερινό, γύρω από το οποίο αναπτύσσεται σχεδόν συμμετρικά η ωκεάνια κυκλοφορία. Τα επιμέρους ρεύματα σε κάθε ωκεάνια λεκάνη φαίνονται στο σχήμα 6.14.

 

 

 

          6.5 Ενίσχυση των ρευμάτων στα δυτικά περιθώρια των ωκεάνιων λεκανών

                Παρατηρώντας τη γεωγραφική κατανομή των ρευμάτων βλέπουμε ότι σημαντικά και ισχυρά ρεύματα όπως το ρεύμα του Κόλπου και το ρεύμα Κούρο-Σίβο βρίσκονται κοντά στις ανατολικές ακτές των ηπείρων δηλαδή στις δυτικές παρυφές του Ατλαντικού και του Ειρηνικού αντίστοιχα.  Το γεγονός αυτό είναι απόρροια ενός μηχανισμού που επικρατεί σε όλες τις μεγάλες ωκεάνιες λεκάνες και στα δύο ημισφαίρια και έχει σαν συνέπεια στα δυτικά περιθώρια των ωκεανών να βρίσκονται ρεύματα με μεγάλες ταχύτητες, που έχουν στενά και σαφή όρια, ενώ στις ανατολικές πλευρές των ωκεανών τα ρεύματα έχουν μικρές ταχύτητες τα όριά τους είναι ασαφή και καταλαμβάνουν σημαντικές εκτάσεις της ωκεάνιας λεκάνης. Το φαινόμενο αυτό συμβαίνει τόσο στο βόρειο όσο και στο νότιο ημισφαίριο και πάντα από τη δυτική πλευρά της λεκάνης. 

                Η αιτιολογία είναι σύνθετη και περιλαμβάνει διάφορα αίτια που δρουν ταυτόχρονα. Είναι συνδυασμός τριών κυρίως αιτίων.

·       Στη μεταβολή της Coriolis από ελάχιστη, στη ζώνη του ισημερινού, σε μέγιστη, σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη.

·       Στην κατανομή των ανέμων στις ωκεάνιες λεκάνες και

·       Στην τριβή στα όρια της λεκάνης.

Η σημαντικότερη όμως αιτία είναι η μεταβολή της Coriolis. Για παράδειγμα στον βόρειο Ατλαντικό, τα συστήματα των αληγών ανέμων στα χαμηλά Γ.Π. (10-25^ο) προξενούν ρεύματα παράλληλα στον Ισημερινό γιατί η Coriolis είναι ασθενής και δεν εκτρέπονται σημαντικές ποσότητες θαλάσσιων μαζών προς βορρά. Οι συσσωρευμένες θαλάσσιες μάζες στα δυτικά της λεκάνης τελικά εκτρέπονται προς βορρά απότομα, όταν φτάσουν στο δυτικό  όριο της λεκάνης. Τότε ρέουν με μεγάλη ταχύτητα και σε στενά όρια κατά μήκος του ωκεάνιου περιθωρίου σχηματίζοντας το περίφημο Ρεύμα του Κόλπου (Gulf stream). Το ρεύμα του Κόλπου διασχίζει τον Ατλαντικό προς τα ΒΑ, οδηγούμενο από τη γεωστροφική ισορροπία την οποία προξενεί η δημιουργία ενός υβώματος στο κέντρο του βόρειου Ατλαντικού. Στη ζώνη μεταξύ 40-60^ο οι Δυτικοί άνεμοι του Β. ημισφαιρίου  υποχρεώνουν τις θαλάσσιες μάζες να εκτραπούν νότια κάτω από την επίδραση της Coriolis. Σε αυτά όμως τα γεωγραφικά πλάτη η Coriolis είναι πολύ ισχυρή έτσι η εκτροπή προς νότο γίνεται σε μια πολύ πλατιά ζώνη στα ανατολικά της λεκάνης. Έτσι σχηματίζεται το ρεύμα των Καναρίων Νήσων που είναι ένα ασθενές ρεύμα αλλά με πολύ μεγάλο πλάτος και επιστρέφει τα νερά στη ζώνη του ισημερινού.

Αυτό που περιγράφηκε για το βόρειο Ατλαντικό σε γενικές γραμμές συμβαίνει και στον Ειρηνικό με το Ρεύμα Κούρο-Σίβο ανοικτά της Ιαπωνίας, αλλά και στο Νότιο ημισφαίριο. Εκεί όμως τα δυτικά όρια των λεκανών δεν είναι τόσο σαφή από γεωγραφικής άποψης, έτσι το φαινόμενο επισκιάζεται και δεν είναι τόσο ισχυρό.

                Οι μεγάλες ταχύτητες των ρευμάτων των δυτικών περιθωρίων δημιουργούν αστάθεια τόσο στην ίδια τη ροή όσο και στα όρια του ρεύματος, με αποτέλεσμα το ρεύμα να μαιανδρίζει και να δημιουργούνται στρόβιλοι οι οποίοι αποσπώνται και περιφέρονται για πολλούς μήνες στην ωκεάνια λεκάνη. Οι στρόβιλοι αυτοί έχουν μελετηθεί ιδιαίτερα για το ρεύμα του Κόλπου και αποτελούν ένα πολύ σημαντικό κομμάτι στη μεταφορά θερμικής ενέργειας.  Στο σχήμα 6.15 είναι τρεις χαρακτηριστικές θερμικές δορυφορικές εικόνες του ρεύματος του Κόλπου η εικόνα α αποτελεί στιγμιαία κατάσταση και εμφανίζει όλους τους στροβίλους και τους μαιανδρισμούς του ρεύματος. Η εικόνα β είναι αποτέλεσμα του μέσου όρου ενός μήνα. Εδώ φαίνεται ο μαιανδισμός του ρεύματος, αλλά οι στρόβιλοι έχουν εξομαλυνθεί. Η εικόνα γ αποτελεί τον μέσο όρο ετήσιων καταγραφών και φαίνεται η μέση πορεία του ρεύματος.

 

        6.6 Η θερμόαλος κυκλοφορία

Η ωκεάνια κυκλοφορία όπως την γνωρίσαμε ως τώρα λαμβάνει χώρα στο επιφανειακό στρώμα των ωκεανών δηλαδή ως το θερμοκλινές. Η ψύξη στις πολικές περιοχές εκτός του ότι παράγει πολύ ψυχρό και πυκνό νερό παράγει και πολύ αλμυρό νερό ιδίως στις ζώνες που σχηματίζεται επιφανειακός πάγος. Το αλάτι που απελευθερώνεται στη διαδικασία πήξης σχηματίζει ψυχρό και αλμυρό νερό το οποίο διεισδύει σε πολύ μεγάλα βάθη ως τον πυθμένα των λεκανών. Επίσης η εξάτμιση σε κλειστές λεκάνες όπως η Μεσόγειος και Ερυθρά θάλασσας παράγουν αλμυρό και πυκνό νερό το οποίο ρέει προς τη γειτονική ωκεάνια λεκάνη από τα βαθύτερα σημεία των εγκάρσιων ράχεων που διαχωρίζουν τις περιφερειακές αυτές θάλασσες (τον Ατλαντικό και τον Ινδικό, αντίστοιχα). Το υποεπιφανειακό νερό που ρέει από τη Μεσόγειο προς τον Ατλαντικό είναι θερμότερο από τα αντίστοιχα νερά του Ατλαντικού αλλά πολύ αλμυρότερο. Η πυκνότητά του είναι τέτοια που για να ισορροπήσει βυθίζεται σε πολύ μεγάλα βάθη μέσα στον Ατλαντικό και εισέρχεται στη βαθιά κυκλοφορία.

Η κυκλοφορία των βαθιών νερών που καθορίζεται κυρίως από διαφορές στην πυκνότητα με πολύ έντονες κατακόρυφες και οριζόντιες μετακινήσεις σε βάθος ονομάζεται θερμόαλος κυκλοφορία.  Πρώτος ο Stomel  το 1958 καθόρισε ένα μοντέλο της θερμόαλου κυκλοφορίας με έντονη τη ροή από Β προς Ν στα δυτικά περιθώρια των λεκανών. Το μοντέλο του Stomel σχ 6.16  σε γενικές γραμμές έχει επαληθευτεί και σήμερα με τα σύγχρονα μέσα παρατήρησης.  

 

        6.7 Η παγκόσμια ζώνη μεταφοράς (conveyor belt)

Την τελευταία δεκαετία έλαβε χώρα ένα από τα μεγαλύτερα ερευνητικά προγράμματα παγκόσμιας συνεργασίας για τη μεταφορά θερμικής ενέργειας στην ατμόσφαιρα και στους ωκεανούς. Το πρόγραμμα γνωστό σαν  WOCE (Word Ocean Circulation Experiment) έδωσε σημαντικά στοιχεία για την παγκόσμια κυκλοφορία και τη μεταφορά θερμικής ενέργειας σε παγκόσμια κλίμακα. Τα αριθμητικά στοιχεία έχουν αποκαλύψει ότι υπάρχει μια παγκόσμια ζώνη που μεταφέρει ενέργεια από την επιφάνεια στο βάθος και ξανά στην επιφάνεια κάνοντας ένα κύκλο σε όλους τους ωκεανούς του κόσμου Σχήμα 6.17.

Το ταξίδι ξεκινά στο βόρειο Ατλαντικό και στη Θάλασσα της Νορβηγίας όπου οι εξαιρετικά ψυχρές ατμοσφαιρικές συνθήκες ψύχουν τις επιφανειακές θαλάσσιες μάζες τόσο πολύ που αποκτούν μεγάλη πυκνότητα ικανή να τις βυθίσει ως τον πυθμένα. Από εκεί ξεκινούν ένα ταξίδι Νότια κατά μήκος του δυτικού περιθωρίου του Ατλαντικού. Στα ενδιάμεσα ενώνονται με κάποια μικρή ποσότητα από τα πυκνά νερά της Μεσογείου τα οποία έχουν ήδη τροποποιηθεί και συνεχίζουν νότια στο δυτικό περιθώριο. Όταν φτάσουν στο Νότιο Ατλαντικό στρέφονται ανατολικά και ρέουν στον πυθμένα της Ανταρκτικής όπου ενώνονται με ψυχρά και πυκνά νερά που έχουν διεισδύσει σε βάθος από την Ανταρκτική. Κατόπιν εισέρχονται στον Ινδικό και στον Ειρηνικό. Όταν εισέλθουν στον Ειρηνικό και στον Ινδικό βαθμιαία αντλούνται στην επιφάνεια και συνεχίζουν σαν επιφανειακά ρεύματα το ταξίδι προς τον Ατλαντικό, τον οποίο διασχίζουν από νότο προς βορρά για να καταλήξουν στη Νορβηγική θάλασσα και να ξαναβυθιστούν. Ο βόρειος Ατλαντικός παρουσιάζει έλλειμμα στο ισοζύγιο του νερού του, ενώ ο Ειρηνικός παρουσιάζει πλεόνασμα και είναι πιο ‘γλυκός’ στην επιφάνεια από τον Ατλαντικό. Η διαφορές αυτές είναι που οδηγούν τη ροή στην παγκόσμια ζώνη μεταφοράς.

Η κυκλοφορία κατά μήκος της παγκόσμιας αυτής ζώνης μεταφοράς εκτιμάται ότι διαρκεί περίπου 1000 χρόνια. Η ροή αυτή είναι πολύ αργή, σε σχέση με τα επιφανειακά ρεύματα και γίνεται παράλληλα με αυτά. Τα επιφανειακά ρεύματα στροβιλίζουν το νερό εντός των ορίων μιας λεκάνης, κάποια μικρή ποσότητα νερού όμως, ξεφεύγει από τον στροβιλισμό αυτό, βυθίζεται σε βάθος (αφού έχει αποβάλλει στην ατμόσφαιρα τη θερμότητά της) και ταξιδεύει από ωκεανό σε ωκεανό σε ολόκληρη τη γη. Αυτή είναι και η κυριότερη αιτία οξυγόνωσης των βαθιών νερών. Είναι χαρακτηριστικό ότι τα βαθιά νερά του Ατλαντικού είναι τα πλέον οξυγονωμένα και μάλιστα με φθίνουσα διαβάθμιση από βορά προς νότο. Τα πλέον φτωχά σε οξυγόνο είναι τα βαθιά νερά του Ειρηνικού καθώς είναι τα τελευταία στα οποία φθάνει η παγκόσμια ζώνη μεταφοράς. Η κυκλοφορία αυτή είναι πολύ σημαντική για την κατανομή της ζωής στα μεγάλα βάθη.