De Windgedreven Oceaan Circulatie Caroline Katsman

Inleiding

De circulatie in de oceanen wordt in principe aangedreven door twee verschillende natuurkundige processen. In de eerste plaats zorgen temperatuurverschillen en/of verschillen in het zoutgehalte van het water voor variaties in de dichtheid van de oceaan. Deze dichtheidsverschillen drijven stromingen aan, die worden aangeduid als de 'thermohaline circulatie' (zie het thema-stuk van april, de transportband van de oceaan). Een ander proces dat de circulatie aandrijft is de forcering door de wind. Dit geldt uiteraard met name voor de stromingen aan het oppervlak. Wanneer de stromingspatronen aan de oppervlakte worden vergeleken met de heersende (gemiddelde) winden boven zee is het effect duidelijk te zien.

Wat opvalt in het stromingspatroon van Figuur 1B is dat de stromingen vrijwel overal het windpatroon volgen. Deze windgedreven oppervlakte circulatie is niet constant in de tijd. De stromingen vertonen variaties op tijdschalen van weken tot een aantal jaren. Met name de thermohaline circulatie zorgt voor variaties in de stromingen op veel langere tijdschalen (jaren tot eeuwen). Veel fysisch oceanografisch onderzoek (en klimaat onderzoek) richt zich op het onderzoeken van dit soort variaties en de oorzaken er van. Dit is geen eenvoudige opgave, omdat het hele klimaat systeem zeer complex is, waarin vele factoren een rol spelen bij de geobserveerde variaties. Wanneer we alleen kijken naar variaties in de oceaanstromingen, dan kunnen deze onstaan door verschillende mechanismen.

• de oceaan kan (passief) reageren op variaties in de atmosfeer;
• de oceaan kan reageren op variaties in de atmosfeer, en deze variaties in de oceaan kunnen vervolgens weer hun effect hebben op de atmosfeer (een gekoppeld proces);
• de oceaan kan schommelingen (variabiliteit) vertonen door processen die alleen in de oceaan zelf spelen.

El Niño is een voorbeeld van een gekoppeld fenomeen: processen in de atmosfeer en de oceaan spelen allebei een actieve rol. Hieronder zal worden ingegaan op het 3e mechanisme, de interne variabiliteit van de windgedreven oceaancirculatie.

Variaties in de Golf Stroom

In veel metingen van de oppervlaktestromingen zijn de (relatief) snelle variaties van de oppervlakte stromingen te zien. Zo ook in de Atlantische Oceaan, in metingen van de Golf Stroom. Figuur 2 is een plot van het 'pad' van de Golf Stroom (de stroomrichting), verkregen uit satellietbeelden. In het kaartje is het zuidoosten van Amerika weergegeven, Florida is linksonder herkenbaar. Het pad is aangegeven met zwarte lijnen, waarbij voor elke week (over een periode van 5 jaar) een nieuwe meting van het pad is geplot.

Duidelijk is te zien dat het pad flink slingert: het plaatje laat een brede band van lijnen zien. Het pad wijkt in noord-zuid richting maximaal 250 kilometer af van het gemiddelde pad. De tijdschaal die bij deze schimmelingen hoort bedraagt enkele maanden.

Variabiliteit en de instabiliteit van stromingen

Voor de meeste studies van dit soort variaties worden numerieke modellen gebruikt, waarin de fysische vergelijkingen die de bewegingen van het oceaan water beschrijven worden opgelost. Met deze modellen kan dan voor een aantal jaren vooruit het stromingspatroon worden berekend, en kan het tijdsafhankelijke gedrag van deze stromingen worden geanalyseerd. Een andere kijk kan worden verkregen met behulp van een aanpak gebaseerd op het volgende idee. De variaties in de stromingen worden veroorzaakt door het feit dat de stroming onstabiel is. Dit betekent dat kleine verstoringen op een 'basisstroming' (bijvoorbeeld het gemiddelde pad van de Golf Stroom) kunnen aangroeien en afwijkingen ten opzichte van de gemiddelde weg kunnen gaan veroorzaken. In het algemeen geldt: hoe sneller de stroming, hoe onstabieler.

De meeste stromingen in de oceaan zijn inderdaad onstabiel en als gevolg daarvan is het gedrag heel ingewikkeld. Dan is het interessant om precies naar het grensgebied te kijken, waar de stroming net onstabiel wordt. Dit betekent dat je moet kijken naar relatief trage stromingen, veroorzaakt door bijvoorbeeld een zwakke wind. Het gedrag is dan nog wat eenvoudiger, waardoor je meer kunt leren over de fysische processen die de variaties veroorzaken. Deze processen kun je (deels) afleiden uit de eigenschappen van de verstoringen die het eerst kunnen gaan groeien (de meest onstabiele verstoringen).

De eerste studies die op deze manier zijn uitgevoerd zijn gedaan met een zeer geidealiseerd model van de oceaan. Het oceaan bekken is bijvoorbeeld vierkant, en overal even diep. Inmiddels zijn ook nieuwe studies uitgevoerd met realistische kustlijnen en bodemtopografie. De oceaan in het model wordt aangedreven door een constante wind aan het oppervlak. De windrichting is zo gekozen dat er in het midden van het bekken een smalle oostwaardse stroming ontstaat, een geidealiseerde Golf Stroom. Met het model kan de basisstroming in het oceaan bekken worden berekend. Startend vanaf windstille condities (dan is er geen stroming in de model-oceaan), wordt een steeds sterkere wind gebruikt. Vervolgens wordt voor elke basisstroming (dus voor elke windsterkte) berekend of alle kleine verstoringen die je op de basisstroming aanbrengt uitdempen (de stroming is dan stabiel), of dat er misschien specifieke verstoringen zijn die kunnen aangroeien (de stroming is dan onstabiel voor deze verstoringen).

Uit deze studie blijkt dat voor heel zwakke wind (lage forcering) de stroming stabiel is. Neemt de wind toe, dan wordt de stroming onstabiel, en zijn er in eerste instantie twee verschillende periodieke verstoringen die kunnen aangroeien. De variaties die dan ontstaan hebben een periode van 3 tot 7 maanden. In Figuur 3 zijn de resultaten weergegeven in twee figuren. Figuur 3a is een plaatje van de stroming wanneer deze nog net stabiel is. De pijlen geven de stroomrichting en -sterkte aan. De smalle oostwaardse stroming (de jet) in het midden van het bassin is goed te zien, evenals de snelle stromingen langs de westkant van het bekken.

In Figuur 3b zie je de basisstroming (wanneer deze net onstabiel is) samen met de snelst groeiende verstoring. Het effect van deze verstoring is dat de jet in het midden niet meer recht naar het oosten stroomt, maar gaat slingeren rond het midden van het bassin.

De tweede verstoring die gevonden is (geen plaatje) zorgt er voor dat de jet plaatselijk wordt versneld en/of wordt afgeremd. Het werkelijke gedrag van de stroming in het model in de loop van de tijd kun je je voorstellen als een combinatie de basisstroming met de twee verstoringen, waarbij soms de ene en soms de andere verstoring het grootste effect heeft. In de loop van de tijd kan dat er al ingewikkeld uitzien. Voor sterkere windforcering kunnen nog meer verstoringen gaan groeien en wordt het gedrag nog gecompliceerder.