In 1893 probeerde de Noorse bioloog en ontdekkingsreiziger Fridtjof Nansen met zijn schip de Fram als eerste de Noordpool te bereiken. Hij bereikte de pool wel – bij benadering – maar niet per schip. De Fram liep vast in het ijs en Nansen moest zijn tocht te voet vervolgen. In de weken daarvóór had zijn schip al met veel mysterieuzer tegenslagen te maken gekregen. In de Noorse fjorden leek de Fram vast te lopen, terwijl de peilstok aangaf dat er nog meer dan voldoende water onder de kiel stond. Dit verschijnsel werd door zeelieden ‘doodwater’ genoemd. Eerdere schepen die met dit fenomeen te maken hadden gekregen, hadden hun schip soms zelfs voor reparatie naar het dok gestuurd, om daar te ontdekken dat het schip helemaal niet aan de grond was gelopen. Nog geen krasje te bekennen!
Bij thuiskomst beschreef Nansen zijn ‘doodwaterervaring’ aan de Noorse meteoroloog Vilhelm Bjerknes. Die kwam met een goede verklaring: door zoet smeltwater dat vanaf het land de fjorden inloopt ontstaan er twee lagen in het water: een lichte, zoete laag die blijft drijven op de zoute laag daaronder. Zoals er golven kunnen ontstaan aan het oppervlak, zo kunnen er ook golven ontstaan op het zoute water daaronder. Als die heftig genoeg zijn, kan er zelfs een soort ‘branding onder water’ ontstaan die sterk genoeg kan zijn om schepen tegen te houden, terwijl er aan het oppervlak niets te zien is. Dat ‘doodwater’ is dus verre van dood!
Waar Nansen zich aan het eind van de negentiende eeuw liet verrassen door het onbekende karakter van de golven diep in het fjord, zo moeten we ook aan het begin van de eenentwintigste eeuw nog constateren dat we lang niet alle karakteristieken van stroming en golven in de diepzee kennen, laat staan begrijpen.
Grootschalige oceaanstromingen
Op de oceanen bestaat een grootschalige circulatie van stromen die water, warmte, zout, voedingsstoffen, vervuiling en zelfs hele ecosystemen transporteren. Er bestaan in grote lijnen twee typen stroming. In de bovenste anderhalve kilometer van de oceaan drijft de wind de stroming aan. Een andere stroming die door dichtheidsverschillen wordt aangedreven, de zogenoemde thermohaliene stroming, brengt ook de diepere lagen van de oceaan in beweging.
Het krachtenevenwicht van de oceaanstromen
Om de oceaanstromingen te begrijpen moet je eerst de krachten kennen die ze veroorzaken. Het gaat dan in grote lijnen om drie krachten: de Corioliskracht, de kracht die de wind uitoefent op het wateroppervlak, en de drukverschillen die kunnen ontstaan door opstuwing van water.
De Corioliskracht is een externe horizontale ‘schijnkracht’, vernoemd naar een leraar aan de militaire academie in Parijs. Het is de kracht die door de draaiing van de aarde wordt uitgeoefend op alle bewegende objecten, dus ook op bewegende lucht- of waterdeeltjes. Door de bolvorm van de aarde is de Corioliskracht op het noordelijk halfrond naar rechts gericht ten opzichte van de watersnelheid, op het zuidelijk halfrond naar links. Er is een eenvoudige lineaire relatie tussen de watersnelheid en de sinus van de geografische breedte: hoe dichter bij de evenaar, hoe kleiner de Corioliskracht. Bij de evenaar loopt het aardoppervlak parallel aan de aardas. De sinus is daar nul. Daar is de Corioliskracht dan ook afwezig.
De bekendste externe kracht is de ‘meeslepende kracht’ die de wind uitoefent op het zeeoppervlak. Andere externe krachten zijn in het algemeen drukkrachten die ontstaan doordat de druk in een horizontaal vlak varieert. Deze drukkrachten kunnen twee verschillende oorzaken hebben. De eenvoudigste vorm van drukkrachten hangt samen met hoogteverschillen van het zeeoppervlak. Dergelijke verschillen van de hoogte van het zeeniveau ontstaan door de oceaancirculatie en staan dus los van de getijdebewegingen die je gedurende de dag kunt zien. De hoogteverschillen aan het oceaanoppervlak hebben wereldwijd een typische waarde van maximaal ongeveer één meter. Tegenwoordig kunnen die hoogteverschillen op een paar centimeter nauwkeurig worden gemeten met radarmetingen vanaf speciale satellieten. Op basis van die metingen en de resulterende krachten kan ook de resulterende stroomsnelheid aan het zeeoppervlak worden berekend.
Een andere oorzaak van drukkrachten op grotere diepte zijn de verschillen in de dichtheid van het zeewater. Die hangen samen met verschillen in temperatuur en zoutgehalte. Waar die dichtheid groot is, door kouder of zouter water, neemt de druk per meter diepte meer toe dan waar die dichtheid klein is. Daardoor vind je onder koud water vaak een hogere druk dan onder warm water.
De windgedreven oceaancirculatie
Er bestaat een samenhang tussen de overheersende windvelden boven de oceanen en de oceaancirculatie. De noordoost- en zuidoostpassaat komen voor in het tropische gebied ten noorden en zuiden van de evenaar. Op de gematigde breedten van beide halfronden komen we de gordels van westenwinden tegen, en op hoge noordelijke breedten vinden we overheersende oostenwinden. Volgens het Corioliseffect op het noordelijk halfrond, zal de meeslepende kracht van de wind op het water in de tropen samenhangen met een noordwestelijke watersnelheid in de bovenste honderd meter, en dus een noordwestelijk watertransport. De horizontale beweging van het water in deze direct door de wind aangedreven stroming wordt Ekmantransport genoemd. De bijbehorende snelheden zijn maar beperkt: een paar centimeter per seconde.
Onder de gordel van westenwinden op het noordelijk halfrond kunnen je een zuidwaarts watertransport verwachten. Dat betekent dat het warme water in de oppervlaktelaag zich zal ophopen in de subtropen. Dit wordt convergentie genoemd. Daar zal het zeeniveau wat hoger worden dan normaal. Je krijgt daar dus een hogere druk ten opzichte van de tropen en de gematigde breedten. Bij die drukverdeling hoort, volgens het evenwicht van de Corioliskracht en de drukkracht in de Noord-Atlantische Oceaan, een westwaartse stroming tussen de evenaar en de subtropen (de Noord-Equatoriale Stroom) en een oostwaartse stroming tussen de subtropen en de gematigde breedten (de Noord-Atlantische Stroom).
De oost-west snelheden als gevolg van deze drukverschillen zijn hier wat groter, tot enkele tientallen centimeters per seconde. Langs de Amerikaanse oostkust worden deze stromingen kortgesloten door de Golfstroom, en verder naar het oosten zal er een zuidwaartse stroming ontstaan om de cirkel rond te maken. Het water stroomt dus met de klok mee in een subtropische wervel. Een zelfde wervel of ‘gyre’ vinden we ook in de noordelijke Stille Oceaan.
Volgens vergelijkbare mechanismen kun je bedenken dat in de zuidelijke oceanen ook een min of meer gesloten circulatie ontstaat rond de subtropen waarbij het krachtenevenwicht op het zuidelijk halfrond tegengesteld is. Dus daar vinden we zowel in de Atlantische, Indische en Stille Oceaan een circulatie rond de subtropen die tegen de wijzers van de klok ingaat.
De direct door de wind aangedreven stroming in de bovenste honderd meter zorgt ervoor dat materiaal dat zich in de subtropische wervels bevindt, zoals plastic deeltjes, daar geconcentreerd blijft en zich niet verspreidt over de hele oceaan. De warme, snelle poolwaartse stromingen in het westen van die wervels en de koudere langzamere stromingen in het oosten zorgen samen voor warmtetransport van de evenaar naar de pool.
De door de wind aangedreven subtropische convergentie in de bovenste honderd meter heeft nog een gevolg. Het warme oppervlaktewater wordt in de subtropische wervels ook omlaag gedreven. Daardoor ontstaat op grotere diepten een warme poel zoals in de figuur op deze pagina op 30°NB en 30°ZB. Bij de evenaar beweegt het wat koudere water naar boven om het door de wind aangedreven Ekmantransport te voeden. De resulterende verschillen in dichtheid werken de drukkrachten, die ontstaan door de hoogteverschillen aan het zeeoppervlak, juist tegen: er ontstaat minder druktoename in het warme centrum. Daardoor rijken de subtropische wervels maar tot een diepte van ongeveer anderhalve kilometer. Omdat de passaatgordels niet precies symmetrisch liggen ten opzichte van de evenaar, ontstaat in dat gebied ook vaak nog een oostwaartse equatoriale tegenstroom.
In het uiterste noorden van de Noord-Atlantische Oceaan vinden we nog de overwegend oostelijke winden. Tussen deze windgordel en het gebied van de westenwinden zal de direct door de wind aangedreven waterbeweging in de bovenste honderd meter van het water juiste een tekort vertonen, een divergentie. Het zeeoppervlak zal daar dalen, en er ontstaat een circulatie tegen de wijzers van de klok in. Ook wordt koud water van grotere diepte opgezogen: in de figuur hierboven rond ongeveer 56°NB. Ook hier zullen de drukkrachten vanwege de hoogteverschillen aan wateroppervlak worden tegengewerkt door de drukkrachten vanwege verschillen in waterdichtheid.
Rond Antarctica zitten er geen continenten in de weg, daar ontstaan dus geen wervels. Daar vinden we de Westenwinddrift of Antarctische Circumpolaire stroming, die, zoals de naam ook aangeeft, de Zuidpool omringt. Ook daar beweegt het koudere water omhoog om de direct windgedreven stroming in de bovenste honderd meter te voeden.
Zoals gezegd is de Corioliskracht ook afhankelijk van de geografische breedte: hoe verder van de evenaar, hoe groter de kracht. Dat heeft tot gevolg dat de circulatie aan de westelijke kant van de subtropische wervels geconcentreerd is in een smalle en heel snelle stroming, met snelheden die meer dan een meter per seconde kunnen halen. Die snelle stromingen vind je in het westen van alle oceanen. In de Golfstroom stroomt bijvoorbeeld ongeveer tachtig tot honderd miljoen kubieke meter water per seconde naar het noorden.
Stroming door dichtheidsverschillen
Al tijdens de Challengerexpeditie in de negentiende eeuw ontdekte men dat in het diepe gedeelte van de oceaan, beneden de twee kilometer, het zeewater overal koud is, zelfs bij de evenaar. Bij de bodem worden daar temperaturen gemeten van minder dan 2°C. Dat kan alleen als er op grote diepte een zeestroming is van de Noord- of Zuidpool naar de evenaar. De dynamica van die diepe stroming is nog niet zo goed begrepen als die van de windgedreven stroming.
De drukkrachten die bij deze stroming betrokken zijn moeten samenhangen met verschillen in dichtheid, temperatuur en zoutgehalte van het zeewater. In de buurt van de polen neemt de dichtheid van het zeewater toe door afkoeling. Ook neemt het zoutgehalte nog toe door de vorming van (zoet) zeeijs. Dat zwaardere water daalt vervolgens. Op lagere breedten, bijvoorbeeld aan de evenaar, mengt dat koude water met warmer water uit de ondiepere lagen. Hierdoor neemt de dichtheid van dat diepe water wat af, en kan het weer naar boven bewegen, als in een stel communicerende vaten. De diepe stroming die hierbij op gang komt veroorzaakt in combinatie met het Corioliseffect weer oost-west dichtheidsverschillen. Net als bij de windgedreven stroming vindt je op grote diepten de snelste stromingen aan de westkant van de oceanen, met snelheden tot ongeveer tien centimeter per seconde. In het inwendige van de oceanen beweegt het water veel langzamer. Het draait tegen de wijzers van de klok in op het noordelijk halfrond, en met de wijzers mee in het zuiden. De snelheden zijn daar in de orde van één millimeter per seconde.
Het diepe, koude water uit de noordelijke poolgebieden van de Atlantische Oceaan heeft een relatief hoog zoutgehalte. Dat biedt een mooie kans om het Atlantische diepe water te volgen als het zich door de Atlantische Oceaan verspreidt richting de Indische Oceaan en de Stille Oceaan. In het noorden van de Stille Oceaan kan zulk koud water niet naar de bodem bewegen omdat het zoutgehalte van het oppervlaktewater daar veel te laag is. Het diepe water afkomstig van de gebieden rond de Zuidpool is nog kouder dan het Noord-Atlantische diepe water en blijkt langs de oceaanbodem in alle oceanen naar het noorden te stromen.
Oceaanstromen als motor achter het klimaat
De diepe oceaancirculatie is waarschijnlijk heel belangrijk voor het mondiale klimaat. Waar de windgedreven circulatie symmetrisch is tussen de Stille en de Atlantische Oceaan, met overal grote wervels, is de diepe circulatie asymmetrisch. Als op een soort lopende band stroomt het koude water uit de noordelijke Atlantische Oceaan met dertien miljoen kuub per seconde rond Afrika naar de Indische Oceaan en rond Australië naar de Stille Oceaan. Daar mengt dat koude water zich met het erboven liggende warme water. Het wordt warmer en stijgt op naar de oppervlaktelagen waar het nog meer warmte ontvangt van de zon. Dat warm geworden water moet uiteindelijk weer terugstromen naar de noordelijke Atlantische Oceaan. Dit loopt gedeeltelijk via de Golfstroom, waar het echter nog geen kwart van uitmaakt. De noordelijke Atlantische Oceaan ontvangt zo warmte die door de zon in de Indische en Stille Oceaan is ingestraald. Hierdoor is het klimaat boven en rond de noordelijke Atlantische Oceaan warmer dan boven en rond de noordelijke Stille Oceaan. Omdat de wervel ten westen van Noorwegen ook een deel van dat opgewarmde water ontvangt, is het klimaat in Scandinavië een stuk aangenamer dan in Alaska.
Het weer in de zee
Net zo min als het klimaat en het weer, is het hierboven geschetste beeld voor eeuwig stationair en onveranderlijk. Het klimaat wordt bepaald door grote lucht- en waterstromen, het weer wordt van dag tot dag beïnvloed door hoge- en lagedrukgebieden die steeds variëren. Op zee is de aandrijving door de wind niet constant. Er zijn veranderingen door het langstrekken van hoge- en lagedrukgebieden, veranderingen gedurende de seizoenen, en veranderingen van jaar tot jaar.
De aan het weer gebonden veranderingen van de wind gebeuren zo snel dat de oceaanstromen die in het algemeen niet goed kunnen volgen. Dat geldt zelfs ook nog voor de seizoensveranderingen. Een uitzondering hierop is de noordelijke Indische Oceaan. Daar zorgen de moessons ervoor dat zelfs de hele windgedreven circulatie van richting omslaat.
Meteorologen herkennen in het weer boven de oceanen ook langduriger oscillaties. Boven de tropische Stille Oceaan bijvoorbeeld, vertonen de passaten een sterke variatie, waarbij de sterkte eens in de drie tot zeven jaar duidelijk afzwakt. Boven de Noord-Atlantische Oceaan vertonen de westenwinden een sterke variatie van jaar tot jaar: de Noord-Atlantische Oscillatie. Die geeft weer aanleiding tot verplaatsing van de grote oceaanwervels en de daarbij behorende temperatuurverdeling. Ook hier zie je weer variaties van het ecosysteem, direct aangedreven door de veranderlijke wind, of indirect door de veranderlijke oceaancirculatie. En zo kent bijna ieder zeegebied z’n oscillaties als gevolg van de koppeling tussen oceaan en atmosfeer.
Wervels op drift
De oceaan kent ook variaties in de stromingen door interactie met zichzelf. De snelle stromingen langs de westrand van de oceanen, zoals de Golfstroom of de Agulhasstroom zijn vaak instabiel. Als de stroming de kust loslaat kan ze gaan meanderen. Die meanders groeien, en worden op een gegeven moment zo sterk dat ze van de hoofdstroming afsnoeren en er een losse ring ontstaat met doorsneden tot ongeveer driehonderd kilometer. Die ringen hebben, afhankelijk van hun rotatierichting, een warme of een koude kern, wat met infraroodopnamen vanuit satellieten goed te zien is. Die ringen kunnen lang blijven bestaan. Er worden regelmatig ringen waargenomen die zijn ontstaan in de Agulhasstroom bij Zuid-Afrika, die na één of twee jaar de kust van Brazilië bereiken.
Elders in de oceaan hebben de ringen kleinere afmetingen. Die worden ook wel mid-oceaanwervelingen genoemd. Ze vervullen in zee een rol die enigszins vergelijkbaar is met hoge- en lagedrukgebieden in de atmosfeer, al zijn die zijn veel groter. De oceaanwervelingen hebben op gematigde breedten doorsnedes van vijftig tot honderd kilometer. Op hoge breedten, zoals in de Noorse Zee, kan dat afnemen tot ongeveer tien kilometer. Toch is er per saldo een enorme hoeveelheid mechanisch energie opgeslagen in al die ringen en wervelingen. Als je de energie van de gemiddelde stroming ziet als signaal, en de energie van de ringen en wervelingen als ruis, kom je voor de gehele oceaan tot een signaal-ruisverhouding van 1:10 of zelfs 1:100. De variatie is dus groter dan de oceaanstroming zelf. Maar voor het begrijpen van het warmtetransport, de grootschalige temperatuurverdeling en de rol van de oceaan in het klimaat, is de gemiddelde oceaancirculatie toch nog steeds het belangrijkst.