Σύνδεση με τις προηγούμενες ενότητες του μαθήματος

Θαλάσσια Γεωδαισία 8 ο Εξάμηνο, Ακαδ. Έτος 2017-18 18 ιδάσκοντες:. εληκαράογλου Α. Μαρίνου Σύνδεση με τις προηγούμενες ενότητες του μαθήματος Αναφερθήκαμε στον ρόλο της Φυσικής Ωκεανογραφίας: ότι δηλ. χρησιμοποιεί φυσικές μεθόδους και προσπαθεί να επιλύσει προβλήματα που σχετίζονται τόσο με τις φυσικές ιδιότητες του θαλάσσιου νερού, όσο και με τις κινήσεις των θαλάσσιων μαζών τα κύματα, τα ρεύματα, και τις παλίρροιες, καθώςκαιτιςαμοιβαίεςεπιδράσειςμεταξύ της θάλασσας και της ατμόσφαιρας αφενός και της θάλασσας με το βυθό αφετέρου ωκεάνια κυκλοφορία Ενότητες σημερινού μαθήματος Ωκεάνια κυκλοφορία αίτια και επιπτώσεις Θαλάσσια ρεύματα Ισοζύγια θερμότητας, αλάτων και νερού στους ωκεανούς με έμφαση στις ανταλλαγές και αλληλοεπιδράσεις ωκεανών και ατμόσφαιρας Ρεύματα επιφάνειας / βάθους Επιδράσεις των κλιματικών αλλαγών στη γενική κυκλοφορία των ωκεανών Επιδράσεις των ρευμάτων στον καιρό, τις κλιματικές αλλαγές,, στις παράκτιες περιοχές Ωκεάνια κυκλοφορία Τα νερά των θαλασσών, τόσο εκείνα στην επιφάνεια, όσο και εκείνα σε βάθη δεν είναι στάσιμα αλλά βρίσκονται σε συνεχή κίνηση. Οόρος ωκεάνια κυκλοφορία υποδηλώνει το διασυνδεμένο, σε παγκόσμια κλίμακα, σύστημα μετακίνησης των υδάτων στους ωκεανούς η κίνηση του νερού της θάλασσας μπορεί να είναι οριζόντια, κατακόρυφη ή πλάγια και επιφανειακή ή σε μεγαλύτερο βάθος H επιφάνεια των ωκεανών βρίσκεται συνέχεια κάτω από την επίδραση των ατμοσφαιρικών συνθηκών, και των ποικίλων ανεμογενών και άλλων δυνάμεων, οι οποίες διακρίνονται σε δύο γενικές κατηγορίες: Στις πρωτογενείς δυνάμεις που προκαλούν κινήσεις των θαλάσσιων μαζών, και στις δευτερογενείς που η εμφάνιση τους προϋποθέτει την ύπαρξη κίνησης. Στις πρωτογενείς δυνάμεις συμπεριλαμβάνονται: Ηγήινηβαρύτητακαι οι ελκτικές δυνάμεις τωνάλλωνουρανίων σωμάτων όπως της Σελήνης και του Ήλιου παλίρροιες Η ένταση του ανέμου. Η ατμοσφαιρική πίεση. υνάμεις οφειλόμενες σε υποθαλάσσιους σεισμούς. ευτερογενείς δυνάμεις είναι: ΗδύναμηCoiolis λόγω περιστροφής της Γης. Η τριβή που δρα στα όρια της θάλασσας (με την ατμόσφαιρα) ήμέσασ αυτή, εξομαλύνοντας το πεδίο ταχυτήτων, και μετατρέποντας επίσης την κινητική ενέργεια των θαλάσσιων μάζων σε θερμική ενέργεια. Επιδρώντες μηχανισμοί για την κυκλοφορία των θαλάσσιων μαζών Άνεμοι και τριβή (atmospheic focing) Ανταλλαγή θερμότητας (heat tansfe) Εξάτμιση (evapoation) Κατακρημνίσματα (Pecipitation) Απορροή ποταμών (ive unoff) ημιουργία/λιώσιμο πάγων (glacie fomation/melting) Πλανητικές ελκτικές δυνάμεις (astonomical focing) Αλλαγές στον ωκεάνιο πυθμένα (ocean bottom changes) Οι ωκεανογράφοι χρησιμοποιούν τον όρο θαλάσσιες μάζες ή υδάτινες μάζες με τον ίδιο τρόπο που στην μετεωρολογία χρησιμοποιείται ο όρος αέριες μάζες για να διαφοροποιούνται τα χαρακτηριστικά της ατμόσφαιρας Το ίδιο έγινε, στις αρχές του 20ου αι., με το δανεισμό ανάλογων μετεωρολογικών όρων για τη γίνεται διάκριση των ωκεάνιων νερών ή ρευμάτων σε θερμά και ψυχρά. Η συσσώρευση θαλάσσιων 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 αυτής της ισορροπίας.

Μηχανισμοί κίνησης των ωκεάνιων μαζών Οι κύριοι παράγοντες που δίνουν την αρχική ώθηση για τη κίνηση των ωκεάνιων μαζών είναι: Ηανομοιόμορφηθέρμανση της επιφάνειας της Γης από τον Ήλιο Θερμικόισοζύγιοτωνωκεανών Η ροή του ανέμου πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας κίνηση του επιφανειακού νερού, σαν αποτέλεσμα της τριβής μεταξύ των δύο ρευστών (θάλασσας και ατμόσφαιρας) Η βαρύτητα ανάβλυση/καταβύθιση θερμών/ψυχρών υδάτινων μαζών Η δύναμη Coiolis εκτροπή των θαλάσσιων μαζών δεξιόστροφα ή αριστερόστροφα (ανάλογα με το ημισφαίριο) Θερμικό ισοζύγιο των ωκεανών Η Γη δέχεται την ενέργειά της από τον Ήλιο Η ανταλλαγή θερμότητας μεταξύ θάλασσας και ατμόσφαιρας γίνεται σε ένα επιφανειακό στρώμα της θαλάσσιας επιφάνειας πάχους περίπου μερικών μέτρων Το θερμικό ισοζύγιο των ωκεανών αποτελείται από πρωτεύουσες εισροές (διεργασίες αύξησης, + ) και εκροές (διεργασίες μείωσης, - ) της θερμότητας του ωκεανού, συν δευτερεύουσες εισροές/εκροές από χημικές /βιοχημικές αντιδράσεις (+), υδροθερμική δραστηριότητα (+), τριβή πυθμένα (+), ραδιενέργεια (+) Κύριες εισροές και εκροές θερμότητας του ωκεανού είναι: Μικρού μήκους κύματος (0.4-0.7 μm) εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία (Q S, sola adiation, +) Μεγάλου μήκους κύματος (10-12 μm) επανεκπεμπόμενη γήινη ακτινοβολία (Q b, back-adiation, -) Άμεση μεταφορά θερμότητας από την επαφή με την ατμόσφαιρα (Q h, sensible heat, +/-) Εξάτμιση (Q e, evapoative heat flux, -) Μεταφορά θερμότητας λόγω ωκεάνιων ρευμάτων (Q V, advective heat flux, +/-) Συνολικό κέρδος ή απώλεια θερμότητας: Q T = Q S + Q b + Q h + Q e + Q V Ωκεάνιο Ισοζύγιο Θερμότητας (Ετήσιες μέσες τιμές, σε W/m 2 ) Εξαρτάται από τη διάρκεια της ημέρας (μεταβάλλεται εποχικά και με το γ. πλάτος) Εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία (Q s ) Η ηλιακή ακτινοβολία που λαμβάνει ο ωκεανός μεταβάλλεται ακανόνιστα με το μήκος κύματος της ακτινοβολίας, ως αποτέλεσμα απορρόφησής της από υδρατμούς και τα αέρια της ατμόσφαιρας, κυρίως οξυγόνο και άνθρακα. Η απορρόφηση της στη θάλασσα ελαττώνεται με το βάθος μόνο 44.5% (22.5%) φτάνει σε βάθος 1 m (10 m) Καθημερινές ή εποχικές μεταβολές στην θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας έχουν μικρή επίδραση στην επανεκπεμπόμενη ενέργεια της ακτινοβολίας, δεδομένου ότι τέτοιες μεταβολές είναι μικρού μεγέθους σε σύγκριση με τα επίπεδα της θερμοκρασίας (στην κλίμακα απόλυτων θερμοκρασιών Kelvin). Επανεκπεμπόμενη γήινη ακτινοβολία (Q b ) Εισερχόμενη ηλιακή ακτινοβολία (Q s ) Μεταφορά θερμότητας γίνεται ευκολότερα από τη θάλασσα προς την ατμόσφαιρα για δύο λόγους: Απαιτείται πολύ λιγότερη ενέργεια για τη θέρμανση του αέρα, από ότι για τη θάλασσα Η εισροή θερμότητας στον ωκεανό από την ατμόσφαιρα αυξάνει τη σταθερότητα (μέσω μείωσης της πυκνότητας του επιφανειακού νερού) και εμποδίζει τη διείσδυση θερμότητας στα βαθύτερα στρώματα Επανεκπεμπόμενη γήινη ακτινοβολία (Q b ) Ακτινοβολία λόγω επαφής με την ατμόσφαιρα (Q h ) Εάν Εάν η θάλασσα είναι θερμότερη θερμότητα μεταφέρεται στην ατμόσφαιρα Ακτινοβολία λόγω επαφής με την ατμόσφαιρα (Q h )

Ετήσια μέση καθαρή ροή θερμότητας από την επιφάνεια του ωκεανού στην ατμόσφαιρα σε πέντε μεγάλα ωκεάνια ρεύματα (Gulf Steam, Bazil Kuoshio, Easten Austalian, Agulhas cuents) Νέες έρευνες στρέφουν την προσοχή στο ότι (με εξαίρεση το ρεύμα του Κόλπου) αυτά γίνονται ισχυρότερα λόγω της κλιματικής αλλαγής. (μεταβάλλεται εποχικά και με το γ. πλάτος) Απώλειες λόγω εξάτμισης (Q e ) Το 51% της εισροής θερμότητας στον ωκεανό χρησιμοποιείται για εξάτμιση (απώλεια νερού) Καθώς υπό κανονικές συνθήκες (δηλ. όταν ο αέρας είναι ακόρεστος με υγρασία) η άμεση μεταφορά θερμότητας είναι από τη θάλασσα προς τον αέρα η συμβολή της συμπύκνωσης στον ωκεάνιο ισοζύγιο θερμότητας είναι εξαιρετικά μικρή Συνολική ανταλλαγή θερμότητας -Q Τ Εάν η θερμοκρασία του θαλασσινού νερού δεν μεταβάλλεται Q T είναι σταθερό Σε παγκόσμια κλίμακα θερμικό ισοζύγιο Q T = 0 Η κυκλοφορία των αέριων και υγρών μαζών πάνω στη Γη δημιουργούν θερμοκρασιακές διαφορές διαφορές στην πυκνότητα της ατμόσφαιρας, η οποία στη συνέχεια, εγείρει τους ανέμους και τα θαλάσσια επιφανειακά κύματα και τη θαλάσσια κυκλοφορία Το 50% της θερμότητας που μεταφέρεται από τον Ήλιο στη Γη άγεται από τους ωκεανούς και γι αυτό αποτελούν βασικό ρυθμιστικό παράγοντα του κλίματος. Η ωκεάνια κυκλοφορία μεταφέρει επίσης οξυγόνο από τον αέρα στο νερό ζωή στη θάλασσα και κατ επέκταση σε όλο τον πλανήτη Η θέρμανση των νερών από τον ήλιο προκαλεί διόγκωση του νερού. π.χ., κοντά στον ισημερινό, λόγω θερμικής διόγκωσης, τυπικά, η στάθμη της θάλασσας είναι 8 cm ψηλότερη από ότι στα μεσαία γεωγραφικά πλάτη. Έτσι δημιουργείται μια κλίση μεγάλης χωρικής κλίμακας στην ελεύθερη επιφάνεια του νερού το νερό τείνει να τη μηδενίσει κινούμενο προς τα χαμηλότερα. Γενικά, η εισροή θερμότητας στην επιφάνεια του ωκεανού αυξάνει την ευστάθεια της υδάτινης στήλης και αποτρέπει τη μεταφορά θερμότητας στα κατώτερα στρώματα Οι επιδράσεις του φαινομένου Coiolis ΗδύναμηCoiolis είναι μια αδρανειακή δύναμη που οφείλεται στην περιστροφή της Γης. Περιγράφτηκε για πρώτη φορά, το 1835, από τον Γάλλο μαθηματικό Gaspad Gustave de Coiolis (1792-1843), ο οποίος έδειξε ότι εάν οι νόμοι της Νευτώνειας Μηχανικής πρόκειται να χρησιμοποιηθούν σε περιστρεφόμενα συστήματα αναφοράς, στις εξισώσεις κίνησης πρέπει να συμπεριληφθεί μια αδρανειακή δύναμη προς τα δεξιά της κατεύθυνσης κίνησης του σώματος για περιστροφή αριστερόστροφα (και αντίθετα για περιστροφή δεξιόστροφα)

Κάθε αντικείμενο στην επιφάνεια της Γης που κινείται σε σχέση με το περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς της Γης αλλάζει κατεύθυνση κι επομένως επιταχύνεται μη αδρανειακό σύστημα αναφοράς. Η επιτάχυνση του αντικειμένου στο περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς είναι αποτέλεσμα της συνισταμένης της πραγματικής (αδρανειακής) δύναμης που του ασκείται και δύο επιπλέον φανταστικών (φαινόμενων) δυνάμεων εκτροπής, τη δύναμη Coiolis και τη φυγόκεντρη δύναμη Από αυτές, η δύναμη Coiolis είναι κάθετη τόσο στο διάνυσμα της ταχύτητας του κινούμενου αντικειμένου, όσο και στον άξονα περιστροφής του συστήματος αναφοράς. Η τάση του αντικειμένου να κινηθεί ακτινικά είναι η φυγόκεντρη δύναμη Ο δεύτερος νόμος του Νεύτωνα, για σταθερή μάζα σε ένα σύστημα αναφοράς του οποίου οι άξονες περιστρέφονται με γωνιακή ταχύτητα ω εκφράζεται ως: Οι δείκτες Ι και R υποδηλώνει, αντίστοιχα, το αδρανειακό και το περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς. ύναμη Coiolis, και Φυγόκεντρη δύναμη, οι οποίες δεν έχουν κάποιο φυσικό αίτιο και δεν θα εμφανίζονταν στο αδρανειακό σύστημα αναφοράς. Στην περίπτωση μιας σφαιρικής Γης που περιστρέφεται γύρω από τον άξονα βορρά-νότου, για ένα κινούμενο αντικείμενο, σε μια τοποθεσία με γεωγραφικό πλάτος φ, το διάνυσμα Ω του άξονα περιστροφής, η ταχύτητα κίνησης υ του αντικειμένου και η επιτάχυνση a C λόγω της δύναμης Coiolis μπορούν να εκφραστούν σε ένα περιστρεφόμενο με τη Γη τοπικό σύστημα συντεταγμένων (Ε, Ν, Up) Όταν εξετάζουμε τη δυναμική των ατμοσφαιρικών ή ωκεάνιων μαζών, η κάθετη συνιστώσα της ταχύτητας είναι μικρή (υ u 0) και η κάθετη συνιστώσα της επιτάχυνσης Coiolis είναι μικρή σε σύγκριση με τη βαρύτητα. Για τέτοιες περιπτώσεις, μόνο οι οριζόντιες (ανατολικές και βόρειες) συνιστώσες είναι σημαντικές. Θέτοντας υ n = 0, συνάγεται αμέσως ότι (για θετικά φ και ω) μια κίνηση προς ανατολάς οδηγεί σε επιτάχυνση νότια ύναμη Coiolis Αντίστοιχα, θέτοντας υ e = 0, μια κίνηση προς το βορρά οδηγεί σε μια επιτάχυνση ανατολικά Γενικά, για την οριζόντια κίνηση, κοιτάζοντας κατά μήκος της κατεύθυνσης της κίνησης που προκαλεί την επιτάχυνση, η επιτάχυνση στρέφεται πάντα 90 προς τα δεξιά και κατά το ίδιο μέγεθος ανεξάρτητα από τον οριζόντιο προσανατολισμό Σε μια διαφορετική περίπτωση, αν η κίνηση ενός αντικειμένου γίνεται κατά μήκος του Ισημερινού (δηλ. φ = 0 ), το διάνυσμα Ω θα είναι παράλληλο προς τον βορρά ή τον n-άξονα. Κατά συνέπεια, μια κίνηση προς τα ανατολικά (δηλαδή προς την ίδια κατεύθυνση με την περιστροφή της σφαίρας) παρέχει μια προς τα πάνω επιτάχυνση γνωστή ως το φαινόμενο Eötvös, η οποία παράγει μια κίνηση δυτικά. Μερικές από τις σημαντικότερες επιπτώσεις της δύναμης Coiolis είναι η εκτροπή των ανέμων και των ρευμάτων στον ωκεανό. π.χ., καθώς ο άνεμος λόγω διαφορών των ατμοσφαιρικών πιέσεων (βαροβαθμίδων) κινείται οριζόντια πάνω από τη Γη, η επιφάνεια της Γης περιστρέφεταικάτωαπό αυτόν, με ταχύτητα περιστροφής που είναι περίπου 1600 km/h στον Ισημερινό και μειώνεται συνεχώς με την αύξηση του γεωγραφικού πλάτους μέχρι τους πόλους όπου μηδενίζεται. Καθώς η Γη στρέφεται στον άξονά της από τα δυτικά προς τα ανατολικά ηδύναμηcoiolis ενεργεί σε κατεύθυνση βορρά-νότου Στη μετεωρολογία και στην ωκεανογραφία, προκειμένου να μελετηθεί η δυναμική των ωκεανών και της ατμόσφαιρας, είναι βολικό να υποθέσουμε ένα περιστρεφόμενο σύστημα αναφοράς στο οποίο η Γη είναι ακίνητη. Με τον τρόπο αυτό, λαμβάνονται κατάλληλα υπόψηοιφυγόκεντρεςκαιοιδυνάμειςcoiolis Για τον προσδιορισμό της σημασίας της δύναμης Coiolis, σε σχέση με τις φυγόκεντρες δυνάμεις και τις δυνάμεις λόγω ατμοσφαιρικών βαροβαθμίδων (πίεσης στη θαλάσσια επιφάνεια) είναι σημαντικές οι κλίμακες χρόνου, χώρου και ταχύτητας

Το εάν η περιστροφή είναι σημαντική σε ένα σύστημα κίνησης των ανέμων ή των θαλάσσιων μαζών μπορεί να καθοριστεί από τον λεγόμενο αριθμό του Rossby, R o που εκφράζεται από τον λόγο των αδρανειακών δυνάμεων που ασκούνται σε ένα κινούμενο αντικείμενο ως προς τις δυνάμεις Coiolis που εκτρέπουν την κίνηση του (Σε ωκεάνια συστήματα είναι R o 1) R o, δείχνει ότι ένα σύστημα (π.χ., χαμηλής ατμοσφαιρικής πίεσης) επηρεάζεται έντονα από δυνάμεις Coiolis και, R o, υποδεικνύει ένα σύστημα στο οποίο κυριαρχούν οι αδρανειακές δυνάμεις, π.χ., σε ανεμοστρόβιλους, όπου η δύναμη Coiolis είναι αμελητέα και η ισορροπία είναι μεταξύ των δυνάμεων πίεσης και φυγοκεντρικών δυνάμεων Σύστημα χαμηλής πίεσης περιστρέφεται αριστερόστροφα λόγω της ισορροπίας μεταξύ των δυνάμεων Coiolis και δυνάμεων πίεσης. Σχηματική απεικόνιση της ροής γύρω από μια περιοχή χαμηλής πίεσης στο βόρειο ημισφαίριο. Σε μια τέτοια περίπτωση, ο αριθμός Rossby είναι χαμηλός, οπότε η φυγόκεντρη δύναμη είναι σχεδόν αμελητέα. Στην περίπτωση των θαλάσσιων υδάτινων μαζών, οι κινήσεις τους θα ήταν απλές αν ηγηήταν ακίνητη. Γιατί; Εάν η Γη δεν περιστρεφόταν στον άξονά της, η ατμόσφαιραθακυκλοφορούσε σε ένα απλό κυκλωτικό μοτίβο μόνο μεταξύ των πόλων (που είναι περιοχές υψηλής ατμοσφαιρικής πίεσης) και του ισημερινού (που είναι περιοχή χαμηλής πίεσης). Αλλά επειδή η Γη περιστρέφεται, ο αέρας που κυκλοφορεί στην ατμόσφαιρα εκτρέπεται. Η δύναμη Cοiolis στις διάφορες θέσεις τροποποιούν την κίνηση τωναέριωνμαζώνστην ατμόσφαιρα ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος: προς τα δεξιά στο Β. Ημισφαίριο και αριστερά στο Νότιο ως προς την κίνηση του σώματος, με αποτέλεσμα καμπύλες διαδρομές που διαμορφώνονται με διαφορετικό τρόπο σε ζώνες εκατέρωθεν του Ισημερινού Η ατμοσφαιρική κυκλοφορία και το φαινόμενο Coiolis δημιουργούν παγκόσμια αιολικά μοτίβα με ιδιάζοντα ρόλο, όπως είναι οι αληγείς άνεμοι (tade winds) και οι δυτικοί (westely winds). Οι αληγείς άνεμοι πνέουν από τις τροπικές ζώνες υψηλής πίεσης προς τις ισημερινές περιοχές χαμηλής πίεσης. Έχουν διεύθυνση ΒΑ στο Β. ημισφαίριο (tade winds) και ΝΑ (antitade winds). Πήραν την αγγλική τους ονομασία (εμπορικοί άνεμοι) επειδή τα πλοία τους έχουν εκμεταλλευτεί ιστορικά για τα ταξίδια μεταξύ Ευρώπης και Αμερικής Στο Β. Ημισφαίριο, ο θερμός αέρας γύρω από τον ισημερινό ανεβαίνει και ρέει προς βορρά προς τον πόλο. Καθώς ο αέρας απομακρύνεται από τον ισημερινό, ηδύναμη Coiolis τον εκτρέπει προς τα δεξιά, αυτός ψύχεται και κοντά στον παράλληλο φ=30 ο Ν και αρχίζει, πνέοντας από τα ΒΑ προς τα Ν, να κατεβαίνει πάλι πίσω προς τον ισημερινό. Το ίδιο συμβαίνει στην ζώνη νότια του Ισημερινού μέχρι φ=30 ο S Οι ζώνες αυτές (± φ=30 ο ) είναι γνωστές ως (κυψέλες) Ηadley Cells Στον ισημερινό, θερμός αέρας ανεβαίνει προς την ανώτερη ατμόσφαιρα όπου επεκτείνεται, δροσίζει, συμπυκνώνει υδρατμούς για να σχηματίσει σύννεφα και βροχή και σχηματίζει ένα σύστημα χαμηλής πίεσης (γνωστό και ως ζώνη τροπικών νηνεμιών, Doldums). Τοσύστημααυτόκινείταιστηνανώτερη ατμόσφαιρα μεταξύ 30 N / S. Οι ζώνες αυτές (± φ=30 ο ) είναι γνωστές ως (κυψέλες ή κελιά) Ηadley Cells ή Τροπικά κελιά Στα κελιά Hadley, οαέρας απομακρύνεται από τον ισημερινό εκτρεπόμενος προς τα δεξιά ή αριστερά (ανάλογαμετο ημισφαίριο). Στη συνέχεια συναντά ψυχρότερο αέρα και μεταξύ των γεωγραφικών παραλλήλων 30 και 35 ΝήSσυμπιέζεται, θερμαίνεται και αποβάλει τους υδρατμούς σχηματίζοντας ένα σύστημα υψηλής πίεσης που είναι γνωστό ως ζώνη υποτροπικών νηνεμιών. Στο Β. Ατλαντικό, ηζώνη αυτή ονομάζεται και ζώνη των πλατών του ίππου (αγγλικά hose latitudes)

Στα κελιά Hadley, οι επικρατούντες αληγείς άνεμοι συναντώνται στη λεγόμενη Ζώνη ιατροπικής Σύγκλισης ή Intetopical Convegence Zone, ITCZ (που ονομάζεται επίσης και ζώνη απότομης κλίσης) μεταξύ 5 ο N και S, όπου οι άνεμοι είναι ήρεμοι. Στον Ισημερινό, ουσιαστικά οι δυνάμεις Coiolis μηδενίζονται και όλο το σύστημα κυκλοφορίας αναπτύσσεται συμμετρικά βόρεια και νότια Αεροχείμαρροι Ο υπόλοιπες αέριες μάζες που δεν κατέρχονται κάτω από 30 ο βόρειου ή νότιου γεωγραφικού πλάτους (δηλ. τις ζώνες Hadley), συνεχίζουν τη διαδρομή τους προς τους πόλους (οι γνωστοί ως δυτικοί άνεμοι, Westely Winds). Οι ζώνες αυτές (± φ=30 ο 60 ο ) αποκαλούνται (κυψέλες ή κελιά) Feell Cells Στη ζώνη ιατροπικής Σύγκλισης και τη ζώνη υποτροπικών νηνεμιών σχηματίζονται αεροχείμαρροι (jet steams) που είναι ταχέως κινούμενα μακρόστενα ρεύματα πολύ ισχυρών δυτικών ανέμων σε μεγάλα υψόμετρα. Οι αέριες μάζες που υπερβαίνουν τις κυψέλες Feel συναντούν άλλες αέριες μάζες που έχουν κρυώσει πάνω από τους πόλους και θερμαίνονται καθώς κινούνται προς τον ισημερινό, εξαναγκάζοντας τον αέρα σε ένα ακόμα κυκλωτικό μοτίβο πάνω από 60 ο βόρειου ή νότιου γεωγραφικού πλάτους (τα λεγόμενα πολικά κελιά ή πολικές κυψέλες / Pola Cells ). Στις πολικές κυψέλες, ο αέρας που χαμηλώνει από τους πόλους διαμορφώνει μια περιοχή υψηλών βαρομετρικών. Οι άνεμοι επιφάνειας στις πολικές κυψέλες έρχονται από την ανατολική κατεύθυνση (πολικοί ανατολικοί άνεμοι, pola eastelies) δηλ. η κυκλοφορία κινείται αντίθετα από εκείνη στις γειτονικές κυψέλες Feel, ενώ η περιοχή που οι δύο κυψέλες συνυπάρχουν ορίζει το πολικό (ατμοσφαιρικό) μέτωπο (subpola low) Συγκεκριμένα, καθώς ο άνεμος φυσά πάνω από τα επιφανειακά νερά του ωκεανού, μεταφέρει μέρος (~2%) της ενέργειας του στο νερό. Αυτή η ενέργεια ωθεί το νερό των ωκεανών προς την κατεύθυνση που φυσάει ο άνεμος. Άνεμος με ταχύτητα 50 km/h θα δημιουργούσε ένα ρεύμα νερού 1 km/h Καθώς ο άνεμος φυσάει στην επιφάνεια, η ενέργεια του μεταφέρεται και προς τα κάτω μέσα στο νερό μέχρι σε ένα βάθος όπου η κίνηση είναι αμελητέα Ο άνεμος, εκτός από τα κύματα που δημιουργεί, ασκεί τριβή στην επιφάνεια της θάλασσας παρασύροντας το επιφανειακό νερό. Ητριβήτουανέμουσεσυνδυασμόμετηνδύναμη Coiolis παρασύρουν τα νερά και τα εκτρέπουν προς τα δεξιά στο βόρειο ημισφαίριο (προς τα αριστερά στο νότιο). Fidtjof Nansen (1861-1930) Ο Νορβηγός εξερευνητής, διπλωμάτης και Νομπελίστας Fidtjof Nansen παρατήρησε και περιέγραψε πρώτος την εκτροπή επιφανειακών ρευμάτων όταν αποπειράθηκε να φτάσει στον γεωγραφικό Β. Πόλο αξιοποιώντας το φυσικό ανατολικοδυτικό ρεύμα τουαρκτικούωκεανού. Η τριετής προσπάθεια (1893-1896), είναι γνωστή ως ωκεανογραφική αποστολή Fam, από το ομώνυμο σκάφος του Nansen που είχε κατασκευαστεί ειδικά με στρογγυλεμένο κύτος και άλλα χαρακτηριστικά ώστε να αντέχει την παρατεταμένη πίεση από τον πάγο. Πράγματι, το Fam άντεξε τον 3ετή εγκλωβισμό του στους πάγους χωρίς αλλοιώσεις ΗιδέατηςαποστολήςFam είχε προκύψει όταν απομεινάρια του αμερικανικού σκάφους Jeannette, το οποίο είχε βυθιστεί στη βόρεια ακτή της Σιβηρίας το 1881, ανακαλύφθηκαν τρία χρόνια αργότερα στη νοτιοδυτική ακτή της Γροιλανδίας Παρόλο που ο αρχικός στόχος δεν εκπληρώθηκε, ο Nansen μαζί με τον Hjalma Johansen (έμπειρο οδηγό σκύλων) κατόρθωσαν να φθάσουν με έλκηθρα μέχρι σε ένα από τα πιο απομακρυσμένα βόρεια γεωγραφικά πλάτη 86 13.6 N

Η διαδρομή του παρασυρμένου από τους πάγους Fam καιτοταξίδιμε έλκηθρα των Nansen- Johansen απέδειξαν με βεβαιότητα ότι δεν υπήρχαν σημαντικές τμήματα στεριάς μεταξύ των ευρασιατικών ηπείρων και του Βόρειου Πόλου και επιβεβαίωσε τον γενικό χαρακτήρα της βόρειας πολικής περιοχής ως μια βαθιά, παγωμένη θάλασσα Οι επιστημονικές παρατηρήσεις που πραγματοποιήθηκαν κατά τη διάρκεια της αποστολής Fam συνέβαλαν σημαντικά στις έρευνες της νέας ακόμα επιστήμης της Ωκεανογραφίας, η οποία στη συνέχεια έγινε το επίκεντρο του επιστημονικού έργου του Nansen. Ησημαντικήεπισήμανσητου Nansen ότι τα παγόβουνα έτειναν να κινούνται όχι στη διεύθυνση του πνέοντος ανέμου αλλά υπό γωνία 20-40 προς τα δεξιά, προκάλεσε την προσοχή του Σουηδού Vagn Walfid Ekman, φοιτητή τότε της Ωκεανογραφίας στο Πανεπιστήμιο της Uppsala Vagn Walfid Ekman (1874-1954) Από το 1902, με τις μεταδιδακτορικές έρευνες του, ο Vagn Walfid Ekman, ασχολήθηκε με πολλά θεωρητικά προβλήματα της Ωκεανογραφίας της εποχής, και ανέπτυξε σημαντικές πειραματικές τεχνικές και μετρητικές διατάξεις όπως τα λεγόμενα ρευματόμετρα Ekman και της φιάλες Ekman για τις δειγματοληψίες θαλασσινού νερού. Ηέρευνάτουστοπρόβληματηςεκτροπήςτων επιφανειακών ρευμάτων, τον οδήγησε, το 1905, στο ομώνυμο θεωρητικό μοντέλο της σπειροειδούς Ekman και της λεγόμενης μεταφοράς Ekman. Το μοντέλο της λεγόμενης σπείρας του Ekman εξηγεί τη θεωρητική κατάσταση της επιφανειακής κυκλοφορίας αν τα ρεύματα νερού οδηγούνται μόνο με τη μεταφορά της ορμής από τον άνεμο. Στον φυσικό κόσμο, αυτό είναι Vagn Walfid δύσκολο να παρατηρηθεί εξαιτίας των επιδράσεων πολλών Ekman ταυτόχρονων κινητήριων δυνάμεων (1874-1954) ενός ρεύματος (π.χ., οι μεταβολές πίεσης και πυκνότητας, οι εποχιακές διαφορές στη θέρμανση των υδάτων και την ακανόνιστη κατανομή των ηπείρων και των ωκεάνιων λεκανών, κ.ά.) Σπιράλ του Ekman στην ατμόσφαιρα Ο φορμαλισμός της σπείρας Ekman, όπως χρησιμοποιείται ακόμα και σήμερα στην μετεωρολογία, παρέχει αρχικά μια εξιδανικευμένη μαθηματική περιγραφή της κατανομής του ανέμου στοοριακόστρώμαατμόσφαιρας/θάλασσας, εντός του οποίου η επιφάνεια της Γης έχει αξιοσημείωτη επίδραση στην κίνηση των αέριων μαζών. Λαμβάνει υπόψη: τις δυνάμεις της βαροβαθμίδας, και της βαρύτητας (που μπορούν να θέσουν σε κίνηση μία αέρια μάζα), και τις δυνάμεις τριβής, Coiolis και φυγόκεντρης (που εμφανίζονται όταν υπάρχει κίνηση) Οι ροές του αέρα σχηματίζονται από περιοχές υψηλότερης ατμοσφαιρικής πίεσης σε περιοχές χαμηλής πίεσης. Όσο μεγαλύτερη είναι η διαφορά πίεσης μεταξύ των δύο περιοχών, ήόσοπιο κοντά βρίσκονται οι δύο περιοχές με διαφορετική πίεση, τόσο ισχυρότερος είναι ο άνεμος. Αυτό είναι γνωστό ως κλίση πίεσης (pessue gadient). ΗδύναμηF b της βαροβαθμίδας (ή pessue gadient foce, pgf) εκφράζει την μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης P σε διεύθυνση κάθετη πάνω στις ισοβαρείς καμπύλες F b m 1 = P ρ πυκνότητα αέρα ΗδύναμηF g της F βαρύτητας εκφράζει την g GM = k = g έλξη που ασκεί η μάζα 2 o m της Γης Μ, σε αέρια μάζα m, σε απόσταση από το γεώκεντρο, όπου G είναι η παγκόσμια σταθερά έλξης ΗδύναμηF g τηςτριβήςεξαρτάται F T από το ιξώδες (δηλ. την 2 αντίσταση στη ροή) των αέριων = v V μαζών ή των στροβίλων τους m Ο συνδυασμός των εν λόγω δυνάμεων δίνει την εξίσωση κίνησης μιας αέριας μάζας σε αδρανειακό d V 1 = P + g + σύστημα συντεταγμένων dt ρ k o F T Οι δυνάμεις F Φ της φυγόκεντρης και της Coiolis F C είναι φαινόμενες δυνάμεις που εμφανίζονται μόνο σε έναν παρατηρητή που συμμετέχει στην κίνηση της Γης, δηλαδή που συνδέεται με το κινούμενο σύστημα αναφοράς της περιστροφής της F F Φ 2 c m όπου = ω = 2ω V sinφ = fv m ω =7.29 x 10-5 ad/sec, φ=γεωγρ. πλάτος = η ακτίνα καμπυλότητας της περιστροφικής κίνησης m και V είναι η μάζα και η σχετική ταχύτητα του αέρα

Υπενθυμίζεται ότι: ΗδύναμηCoiolis F C είναι κάθετη στη ταχύτητα, καιεπιδράμόνοστηδιεύθυνσητηςκίνησης. Αναγκάζει τα σώματα να αποκλίνουν προς τα δεξιά της κίνησης τους (στο Β. Ημισφαίριο) που είναι σημαντική σε κινήσεις μεγάλης κλίμακας όπου i F c = 2ω V = 2ω m 0 u j cosϕ v k sinϕ w u, v, w είναιοιοριζόντιεςκαικατακόρυφη συνιστώσα της ταχύτητας κίνησης Εξισώνοντας την οριζόντια επιτάχυνση με το άθροισμα των πραγματικών και φαινομενικών δυνάμεων που ασκούνται σε μοναδιαία μάζα αέρα, μπορεί να διαμορφωθεί η εξίσωση κίνησης στο περιστρεφόμενο σύστημα συντεταγμένων όπου d V dt 1 = 2Ω V P + g + ρ g = g ω ω o g o είναι η ένταση της βαρύτητας g είναι η φαινόμενη ένταση της βαρύτητας F T Γεωστροφικός άνεμος Σε ύψη άνω των ~1000 m, η δύναμη τριβής γίνεται αμελητέα και η συνοπτικής κλίμακας οριζόντια κίνηση των αέριων μαζών στην ατμόσφαιρα καθορίζεται κυρίως από τη δύναμη οριζόντιας βαροβαθμίδας και τη δύναμη Coiolis γεωστροφικός άνεμος, με ταχύτητα V g και οριζόντιες συνιστώσες u g και v g 1 g = kˆ 1 p 1 p V h P ug = vg = ρ f ρ f y ρ f x Είναι ο άνεμος που απεικονίζεται τους χάρτες καιρού και πνέει παράλληλα προς τις ισοβαρείς καμπύλες έχοντας αριστερά του τις χαμηλές πιέσεις Η γωνία μεταξύ του πραγματικού ανέμου V h και του γεωστροφικού ανέμου V g καθορίζεται από το κατά πόσο η συνιστώσα της βαροβαθμίδας F b στην κατεύθυνση του διανύσματος της ταχύτητας V h τείνει να είναι ίση και αντίθετη με την δύναμη της τριβής Τ, και μεγαλώνει, όσο μεγαλύτερη είναι ηδύναμητηςτριβής Η ισορροπία δυνάμεων που απαιτείται για μια ομοιόμορφη ροή (dv/dt =0) παρουσία τριβής, δηλ. να είναι V g =V h, όταν η δύναμη Coiolis F c είναι αρκετά μεγάλη ώστε να μπορεί να εξισορροπήσει την συνιστώσα της βαροβαθμίδας F b κάθετα στην διεύθυνση κίνησης των αέριων μαζών Η σπείρα Ekman, όπως χρησιμοποιείται στη μετεωρολογία, παρέχει μια εξιδανικευμένη μαθηματική περιγραφή της κατανομής του ανέμου στο οριακό στρώμα ατμόσφαιρας/θάλασσας, εντός του οποίου η επιφάνεια της Γης έχει αξιοσημείωτη επίδραση στην κίνηση των αέριων μαζών. Το μοντέλο απλουστεύεται υποθέτοντας ότι μέσα σε αυτό το στρώμα το ιξώδες και η πυκνότητα του αέρα που στροβιλίζεται είναι σταθερή, η κίνηση του ανέμου είναι οριζόντια και σταθερή, οι ισοβαρικές καμπύλες (η απεικόνιση στους χάρτες ανέμου των επιφανειών ίσης πίεσης) θεωρούνται ως παράλληλες ευθείες και ο γεωστροφικός άνεμος είναι σταθερός με το ύψος. Οι προκύπτουσες β προσεγγιστικές U = G e sin β, εξισώσεις για τις β V = G( 1 e cos β ) συνιστώσες U και V της ταχύτητας του 1/ 2 β = z( f / 2K M ) ανέμου στις κατευθύνσεις x και y, αντίστοιχα, σε οποιοδήποτε ύψος z όπου G είναι η ταχύτητα του γεωστροφικού ανέμου, f είναι η παράμετρος (δύναμη) Coiolis, και K Μ είναι το ιξώδες του αέριου στροβίλου Η κατεύθυνση x λαμβάνεται κατά μήκος της κλίσης της ατμοσφαιρικής πίεσης (pessue gadient). 1/ 2 3 H = ( 2KM / f ) ( π + α0 ) 4 Το χαμηλότερο επίπεδο H όπου U = 0, έτσι ώστε ο αληθινός άνεμος και ο γεωστροφικός άνεμος να έχουν την ίδια κατεύθυνση, ονομάζεται η στάθμη του γεωστροφικού ανέμου (ή η κλίση του ανέμου ) a 0 είναι η γωνία μεταξύ του επιφανειακού ανέμου και των επιφανειών ίσης ατμοσφαιρικής πίεσης Σε αυτό το ύψος, το μέγεθος του πραγματικού ανέμου θα υπερβεί το μέγεθος του γεωστροφικού ανέμου κατά μια μικρή ποσότητα, ανάλογα με την τιμή του συντελεστή β. Με άλλα λόγια, η σπείραekman, στην ατμόσφαιρα, έχει ως γεωγραφικό όριο το ύψος του γεωστροφικού ανέμου. Κάτω από τη στάθμη του γεωστροφικού ανέμουοάνεμοςφυσάεικατάμήκοςτων ισοβαρών προς χαμηλή ατμοσφαιρική πίεση, υπό γωνία που είναι μέγιστη στην επιφάνεια και δεν υπερβαίνει τους 45. Η απόκλιση του διανύσματος του πραγματικού ανέμου από το διάνυσμα του γεωστροφικού ανέμου μειώνεται ανοδικά με εκθετικό ρυθμό. Ηεκτροπήτουανέμου, στο Β. Ημισφαίριο, γίνεται προς τα αριστερά γιατί η τριβή επιφέρει επιτάχυνση (όπως θα δούμε στη συνέχεια, αυτή είναι ανάποδα από ότι στο φαινόμενο Ekman στο νερό)

Το σπιράλ Ekman στη θάλασσα Όπως αρχικά εφαρμόστηκε από το Ekman στα ρεύματα των ωκεανών, περιγράφει θεωρητικά τη σύζευξη των ρευμάτων αιολικής ενέργειας και των επιφανειακών στρωμάτων της θάλασσας και εξηγεί πως οι επιδράσεις της στην κίνηση των υδάτινων όγκων ποικίλουν ανάλογα με το βάθος. Σε μια μη περιστρεφόμενη Γη, το παρασυρόμενο από τον άνεμο επιφανειακό στρώμα με τη σειρά του θα έσυρε το στρώμα κάτω από αυτό, θέτοντάς το σε κίνηση. Αυτή η αλληλεπίδραση θα είχε μια εν συνεχεία διάδοση προς τα κάτω διαμέσου διαδοχικών ωκεάνιων στρωμάτων, καθένα από τα οποία θα κινείται προς τα εμπρός με μικρότερη ταχύτητα από τηνυπερκείμενηστρώσηνερού. Ωστόσο, επειδή η Γη περιστρέφεται, μόλις ο άνεμος θέσει τα επιφανειακά ύδατα σε κίνηση ως ρεύμα, το φαινόμενο Coiolis, η μεταφοράekman και η διαμόρφωση της ωκεάνιας λεκάνης και η διάταξη των ακτών τροποποιούν την ταχύτητα και την κατεύθυνση του ρεύματος. Το μοντέλο της σπείρας Ekman εξηγεί πως καθώς η κίνηση μεταδίδεται στα βάθη του ωκεανού, το κάθε στρώμα νερού παρασύρει με τριβή το επόμενο δημιουργώντας μια συνεχή εκτροπή προς τα δεξιά της κίνησης των βαθύτερων στρωμάτων, με ταυτόχρονη μείωση της ταχύτητας κίνησής τους. (στο Β. Ημισφαίριο) Σε έναν ωκεανό που θεωρείται ομοιογενής, απεριόριστα βαθύς, απεριόριστος και με σταθερό ιξώδες των στροβίλων του, πάνω από τον οποίο πνέει ένας ομοιόμορφος σταθερός άνεμος, ο Ekman υπολόγισε ότιτορεύμαπουπροκαλείται από τις επιφανειακές στρώσεις από τον άνεμο θα έχει μια σειρά από πολύ συγκεκριμένα χαρακτηριστικά. Στο σπιράλ ή σπειροειδή του Ekman το πρώτο επιφανειακό στρώμα νερού, υπό ιδανικές συνθήκες, παρασύρεται κατά ~45 προς τα δεξιά του διανύσματος του επιφανειακού ανέμου Σε διαδοχικά βαθύτερα στρώματα η κίνηση θα εκτρέπεται μακρύτερα και μακρύτερα από την κατεύθυνση του ανέμου και η ταχύτητα θα μειώνεται. Το βάθος στο οποίο το διάνυσμα της ταχύτητας κίνησης είναι 180 από τη κατεύθυνση του διανύσματος του επιφανειακού ανέμου ονομάζεται βάθος επιρροής ή αντίστασης της τριβής, depth of fictional influence) 100 έως 150 m Σε αυτό το βάθος η ταχύτητα κίνησης του νερού είναι e -π φορές εκείνης στην επιφάνεια Το στρώμα από την επιφάνεια στο βάθος επιρροήςτηςτριβήςονομάζεταιστρώμα επιρροής της τριβής (laye of fictional influence). Το βάθος επιρροής είναι επίσης γνωστό ως βάθος Ekman καιεξαρτάταιαπότηνταχύτητατου επιφανειακού ανέμου και το γεωγραφικό πλάτος Η μεταφορά των υδάτων εξαιτίας αυτού του φαινομένου ονομάζεται μεταφορά Ekman Αυτή συντελείται εφόσον το βάθος του νερού είναι επαρκές, δηλ. να ξεπερνά το βάθος ανάπτυξης του σπιράλ του Ekman Μετά την αποκατάσταση της ισορροπίας στη ροή, από υπολογισμούς της μέσης διεύθυνσης της κίνησης των νερών στα διάφορα στρώματα ως το μέγιστο βάθος που φτάνει το σπιράλ του Ekman, προκύπτει ότι για το βόρειο ημισφαίριο η μέση διεύθυνση μεταφοράς (δηλ. η καθαρή αθροιστική κίνηση αυτής της στήλης νερού) είναι θεωρητικά ~90 προς τα δεξιά της ταχύτητας του ανέμου Επειδή ο πραγματικός ωκεανός δεν ταιριάζει με τις εξιδανικευμένες συνθήκες της σπείρας Ekman, οι ανεμογενείς κινήσεις του νερού συχνά διαφέρουν αισθητά από τις θεωρητικές προβλέψεις. Σε ρηχά νερά, το βάθος του νερού είναι ανεπαρκές για να αναπτυχθεί ολόκληρη η σπείρα ηγωνία μεταξύ της οριζόντιας κατεύθυνσης του ανέμου και της κίνησης επιφανειακών υδάτων να είναι μόλις 15 ο η γωνία αυξάνεται και προσεγγίζει 45 ο μόνο σε βαθύτερα νερά

Υπενθυμίζεται ότι στην ωκεανογραφία, ζώνη της πυκνοκλινούς (pycnocline) αποκαλείται το όριο πουχωρίζειδύουγράστρώματαδιαφορετικών πυκνοτήτων. Σχηματισμός πυκνοκλινούς μπορεί να προκύψει από τις αλλαγές στην αλατότητα ή τη θερμοκρασία του νερού Στους ωκεανούς, μια μεγάλη διαφορά πυκνότητας συναντάται μεταξύ των επιφανειακών υδάτων (περίπου στα 100 m) καιταβαθειάνεράτου ωκεανού. Η μόνη εξαίρεση είναι στις πολικές περιοχές όπου η πυκνοκλινής είναι απούσα. Επειδή η ζώνη της πυκνοκλινούς (pycnocline) είναι εξαιρετικά σταθερή, αναστέλλει τη μεταφορά κινητικής ενέργειας σε βαθύτερα νερά, συμβάλλοντας έτσι στη συγκράτηση των ρευμάτων με αιολική ενέργεια στο μεικτό επιφανειακό στρώμα της θάλασσας η πυκνοκλινής λειτουργεί ως διαπερατό όριο για την μεταφορά Ekman και τα ρεύματα της επιφάνειας. Γεωστροφική ροή Σε μεγάλο βαθμό, η οριζόντια κίνηση των ωκεάνιων επιφανειακών υδάτων αντικατοπτρίζει τη μακροπρόθεσμη μέση κυκλοφορία της ατμόσφαιρας. ΗμεταφοράEkman συσσωρεύει τα επιφανειακά ύδατα σε ορισμένες περιοχές του ωκεανού και απομακρύνει το νερό από άλλες, δημιουργώντας διακυμάνσεις στο ύψος της θαλάσσιας επιφάνειας, και προκαλώντας τη σταδιακή κλίση της. Άμεση συνέπεια μιας κεκλιμένης επιφάνειας του ωκεανού είναι η δημιουργία οριζόντιων διαφορών (κλίσεων ή βαθμίδων) στην πίεση του νερού, οι οποίες με τη σειρά τους, προκαλούν γεωστροφική ροή (geostophic flow). Γεωστροφική ροή Ισοβαρείς Δύναμη L βαροβαθμίδας Η Γεωστροφικό ρεύμα Δύναμη Coiolis Στην ατμόσφαιρα, γεωστροφικό ρεύμα είναι μια ροήαέραστηνοποίαηδύναμητηςβαροβαθμίδας (κλίση της ατμοσφαιρικής πίεσης, H L) εξισορροπείται από το φαινόμενο Coiolis. Σε μεγάλο βαθμό, η οριζόντια κίνηση των επιφανειακών υδάτων του ωκεανού αντικατοπτρίζει τη μακροπρόθεσμη μέση κυκλοφορία της ατμόσφαιρας. Στους χάρτες καιρικών συνθηκών οι ισοβαρείς δείχνουν την κατεύθυνση της γεωστροφικής ροής Ισοβαρείς Δύναμη L βαροβαθμίδας Η Δύναμη Coiolis Γεωστροφικό ρεύμα στην ατμόσφαιρα, η οποία απεικονίζεται με την υψηλή πίεση προς τα δεξιά της ροής στοβόρειοημισφαίριο και, προς τα αριστερά στο Νότιο Ημισφαίριο Η γεωστροφική ροή μπορεί να είναι είτε βαροτροπική (για την οποία η πυκνότητα εξαρτάται μόνο από την πίεση), είτε βαροκλινική (για την οποία η πυκνότητα εξαρτάται τόσο από τη θερμοκρασία όσο και από την πίεση ) Το πεδίο των πιέσεων στον ωκεανό μπορεί να εκφραστεί με δύο τρόπους: 1. Να δοθεί η πίεση σε μια σειρά από ισοδυναμικές επιφάνειες (σε σχέση με τις ισοδυναμικές επιφάνειες του γίνου πεδίου βαρύτητας), ή 2. Ναδοθούνταγεωδυναμικάυψόμετρασειράςαπό ισοβαρικές επιφάνειες (ίσης πίεσης) Δυναμικό υψόμετρο μεταξύ δύο επιφανειών ίσης πίεσης (p1 και p2) Δυναμικό υψόμετρο μεταξύ δύο επιφανειών ίσης πίεσης (p1 και p2), σε δύο σημεία (a και b) Διαφορά δυναμικών υψομέτρων, σε δύο σημεία a και b Κλίση μεταξύ δύο επιφανειών σταθερής πίεσης East/West συνιστώσα της γεωστροφικής ταχύτητας σε επιφάνεια πίεσης a, σε σχέση με εκείνη σε επιφάνεια πίεσης b. Με παρόμοιο τρόπο, για την Noth/South συνιστώσα, απαιτείται και τρίτο σημείο. D a -D b δίνει την κλίση της πίεσης (pessue gadient) σε σχέση με την κατώτερη επιφάνεια Εάν η κατώτερη επιφάνεια πίεσης p1 δεν είναι μια ισοδυναμική επιφάνεια, το γεωστροφικό ρεύμα στην ανώτερη επιφάνεια υπολογίζεται σε σχέση με το γεωστροφικό ρεύμα στην κατώτερη επιφάνεια Γεωστροφικά ρεύματα Η μεταφορά Ekman συσσωρεύει τα επιφανειακά ύδατα σε ορισμένες περιοχές του ωκεανού απομακρύνει το νερό από άλλες, δημιουργώντας διακυμάνσεις στο ύψος της θαλάσσιας επιφάνειας, και προκαλώντας σταδιακή κλίση της. Ποιός ο ρόλος των διαφορών της πυκνότητας Το επιφανειακό στρώμα της θάλασσας είναι λιγότερο πυκνό από τα βαθύτερα στρώματα, ως εκ τούτου, μια χωρικά μεταβαλλόμενη μεταφορά υδάτων κατά το μοντέλο του Ekman ενεργεί για την αναδιανομή (λέπτυνση ή πύκνωση) του επιφανειακού στρώματος του θαλάσσιου νερού.

Στον ωκεανό, η εμφάνιση οριζόντιων ρευμάτων λόγω της ατμοσφαιρικής βαροβαθμίδας, στη συνέχεια αντισταθμίζεται από τη δύναμη Coiolis, η οποία προκύπτει από αυτά. Η ισορροπία αυτή καλείται γεωστροφική ισορροπία (geostophic balance). εδομένου ότι ο ωκεανός είναι σε υδροστατική ισορροπία, η ανακατανομή του επιφανειακού στρώματος νερού προκαλεί στο επίπεδο της θάλασσας κοιλάδες σε περιοχές απόκλισης των υδάτων και λόφους στις περιοχές σύγκλισης (συγκέντρωσης) τους. Οι λόφοι και κοιλάδες ανέρχονται μόνο κατά 1.0-1.5 m, πάνωαπότημέσηστάθμηστο κέντρο τους, αλλά αυτό είναι αρκετό για να προκαλέσει οριζόντιες κλίσεις πίεσης που ενισχύουν την ανεμογενή κυκλοφορία των υδάτινων μαζών. Η κυκλοφορία των θαλάσσιων ρευμάτων χαρακτηρίζεται από δίνες ή γυρίσματα (gyes) που κινούνται δεξιόστροφα ή αριστερόστροφα Ανάλογα με τους επικρατούντες ανέμους (αληγείς, δυτικούς, ανατολικούς) στα διάφορα γεωγραφικά πλάτη και το ημισφαίριο, όπου η επίδραση του φαινομένου Coiolis είναι διαφορετική Συγκεκριμένα: Καθώς όλο το νερό μεταφέρεται προς το κέντρο μιας δίνης, η κλίση της θαλάσσιας επιφάνειας γίνεται πιο απότομη. Ταυτόχρονα, αυξάνεται η οριζόντια κλίση της πίεσης νερού που παράγεται κάτω από την κεκλιμένη επιφάνεια της θάλασσας. Σε απόκριση της οριζόντιας κλίσης στην πίεση του νερού, αυτό μετακινείται προς εκεί όπου η πίεση είναι χαμηλότερη, δηλ. προς την κατωφέρεια των υδάτινων λόφων. Τελικά, η εξελισσόμενη προς τα έξω δύναμη μεταβαλλόμενης πίεσης εξισορροπεί την φαινομενική δύναμη Coiolis και τη ροή των όγκων επιφανειακών υδάτων γύρω από τη δίνη και παράλληλα με τα περιγράμματα ανύψωσης της στάθμης της θάλασσας (τις ισοβαρικές επιφάνειες) γεωστροφική ισορροπία Οι δυτικοί άνεμοι από τα μεσαία γεωγραφικά πλάτη και οι αληγείς άνεμοι των τροπικών περιοχών διαμορφώνουν τα γνώριμα χαρακτηριστικά της επιφανειακής κίνησης των ωκεανών, οδηγώντας τα μεγάλης κλίμακας κυκλωτικά συστήματα ρευμάτων που έχουν επιμηκυνθεί στην ανατολική-δυτική κατεύθυνση Υποτροπικές δίνες επικεντρώνονται σε γεωγραφικό πλάτος 30 ο στο βόρειο και νότιο Ατλαντικό, τον Βορειοανατολικό Ειρηνικό και τον Ινδικό Ωκεανό. Οι δίνες στο βόρειο και το νότιο ημισφαίριο είναι παρόμοιες, εκτός από το ότι περιστρέφονται σε αντίθετες κατευθύνσεις, επειδή το αποτέλεσμα από το φαινόμενο Coiolis δρα σε αντίθετες κατευθύνσεις στα δύο ημισφαίρια (δεξιόστροφα στο Βόρειο, αριστερόστροφα στο Νότιο). Ανεμογενείς κινήσεις των θαλάσσιων υδάτων Οι ατμοσφαιρικές βαροβαθμίδες στην επιφάνεια της θάλασσας και κυρίως η πνοή του ανέμου στην επιφάνεια αποτελούν σημαντικούς παράγοντες γιατί εκτός του ότι μετέχουν ενεργά στη γένεση των κυμάτων, ταυτόχρονα προκαλούν τις επιφανειακές μάζες νερού να παρασύρονται κατά τη διεύθυνση του ανέμου μεταφορά ενέργειας Κατανάλωση ενέργειας συνεπάγεται δημιουργία επιφανειακών κυμάτων (λόγω βαρύτητας) και επιφανειακών ρευμάτων Άνεμοι ταχύτητας 5 m/s ρεύματα ~0.5 m/s

Τα γνώριμα σε όλους κύματα της θάλασσας, είναι κινήσεις των μορίων του νερού σε ελλειπτικές ή κυκλικές τροχιές, κλειστές ή ανοιχτές. Ηπερίοδοςτους κυμαίνεται από 5 sec μέχρι 25 sec. Το πλάτος των ταλαντώσεων τους μειώνεται γρήγορα με το βάθος (απ όπου και η ονομασία τους). Θαλάσσιο ρεύμα ονομάζεται κάθε συνεχής κίνηση του θαλάσσιου νερού προς την ίδια κατεύθυνση σε μία περιοχή της θάλασσας. Η κίνηση αυτή προκαλείται από συνδυασμό δυνάμεων που επηρεάζουν τη μέση ροή του υδάτινου όγκου, όπως η θραύση των κυμάτων, ο άνεμος, οι δυνάμεις Coiolis, η βαρυτική καταβύθιση πυκνότερων νερών, οι διαφορές θερμοκρασίας και αλμυρότητας, Ηεπίδρασητουανέμουστην επιφάνεια μεταδίδεται με τυρβώδεις διεργασίες στη στήλη ύδατος (εσωτερική τριβή ανταλλαγή μεγάλων όγκων νερού) προκαλώντας: ωκεάνια και θαλάσσια ρεύματα που επηρεάζουν τον καιρό και το κλίμα των περιοχών που διαβρέχουν, ρεύματα πυκνότητας που ρέουν κατά μήκος του πυθμένα, παράκτια ρεύματα που έχουν συμμετοχή στην παράκτια διάβρωση και απόθεση των ιζημάτων Άλλοι επιδρώντες παράγοντες Η τοπογραφία των ακτών Η εκβολή μεγάλων ποσοτήτων νερού από ποταμούς Οι μεγάλες/απότομες μεταβολές στις ατμοσφαιρικές πιέσεις Η έκταση και η απόσταση της ξηράς στην περιοχή του ρεύματος To βάθος του νερού Η μορφολογία των βυθών Το σχήμα των θαλάσσιων λεκανών μέσα στις οποίες κινείται το ρεύμα Εκφάνσεις της κίνησης των θαλάσσιων μαζών (Ocean Response) Θαλάσσια ρεύματα Ανεμογενή κύματα Ακραία θαλάσσια κύματα (Lage scale waves) Παλίρροιες και παλιρροιακά κύματα Εσωτερικά κύματα Άντληση/Καταβύθιση (Upwelling / downwelling) Τσουνάμι Τυρβώδης ροή και ανάμιξη (Tubulence and mixing).. Ωκεάνια κυκλοφορία (κίνηση ή/και ροή) Ρεύματα με τριβή (ανεμογενή, ρ. λόγω ανάβλυσης ή/και ανάμειξης) Βαθειά ύδατα (θερμόαλη ή θερμοαλατική) Επιφανειακά ύδατα Ρεύματα χωρίς τριβή (από οριζόντιες διαφορές πίεσης) Γεωστροφικά Αδράνειας Άλλες διαφοροποιήσεις των ρευμάτων Ρεύματα γενικής κυκλοφορίας (Geneal Ciculation Cuents) που περιλαμβάνουν τα μόνιμα ρεύματα των ωκεανών (Gulf Steam, Kuoshivo, ), τα οποία γενικά παρουσιάζουν ελάχιστες μεταβολές στη διεύθυνση και έντασή τους Προσωρινά ή εποχιακά ρεύματα (Tempoay / Seasonal Cuents ) που προκαλούνται από τις μετεωρολογικές συνθήκες και γι αυτό παρουσιάζουν αισθητές μεταβολές στη διεύθυνση και έντασή τους Τα παλιρροιακά ρεύματα (Tidal Cuents) που δημιουργούνται εξαιτίας της περιοδικής ανόδου και καθόδου της στάθμης της θάλασσας λόγω του φαινομένου της παλίρροιας πολύ ισχυρά ρεύματα κατά τις φάσεις της αμπώτιδας και της πλημμυρίδας Θερμά ρεύματα (wam cuents) και ψυχρά ρεύματα (cold cuents) στα οποία, αντίστοιχα, οι υδάτινες μάζες είναι θερμότερες ή ψυχρότερες σε σύγκριση με τις θερμοκρασίες των γειτονικών τους θαλάσσιων μαζών. Ρεύματα ανοιχτής θάλασσας (ocean cuents) είναι εκείνα που παρατηρούνται μακριά από τις ακτές, στους ωκεανούς ή στις ανοιχτές θάλασσες Παράκτια ρεύματα ή ρεύματα ακτής (coastal cuents) που παρατηρούνται κοντά στις ακτές και σε κλειστές θάλασσες. Τα αντιρρεύματα (counte cuents) που ακολουθούν κατεύθυνση αντίθετη και παράλληλη προς την κύρια κυκλοφοριακή ροή του κύριου ρεύματος και ιδιαίτερα στα ρεύματα ακτής Ιστορική καταγραφή των ρευμάτων Οι ναυτικοί γνώριζαν από πολύ παλιά ότι στους ωκεανούς υπάρχουν ρεύματα τα οποία ρέουν συνήθως κατά μήκος συγκεκριμένων διαδρομών Π.χ., ο Ηρόδοτος περιέγραψε τον περίπλου της Αφρικής επί βασιλείας του Φαραώ Νεχαώ το 603 π.χ. βασισμένος σε τέτοιες καταγραφές για τις διακοπές και τις επαναλήψεις του πλου που συνέπιπταν με τις εναλλαγές των ευνοϊκών ανέμων και ρευμάτων των θαλασσίων περιοχών από τις οποίες διήλθαν τα πλοία της αποστολής

Την εποχή των ανακαλύψεων, οι Ισπανοί θαλασσοπόροι έκαναν χρήση του Ρεύματος του Κόλπου που βοηθούσε τα πλοία να επιστρέψουν στην πατρίδα τους Οι πρώτες πληροφορίες για τα θαλάσσια ρεύματα βασίστηκαν κυρίως στις παρατηρήσεις από πλοία, και ξεκίνησαν από τα μέσα του 19ου αιώνα. Ο Benjamin Fanklin χρησιμοποιούσε τα βιβλία καταγραφής των πλοίων για να σχεδιάσει πρώτος ένα χάρτη με το Ρεύμα του Κόλπου. Αναφορικά με τα ρεύματα στα βαθιά νερά των ωκεανών, ότι γνωρίζουμε σήμερα συνάγεται από έρευνες των χαρακτηριστικών ιδιοτήτων του θαλασσινού νερού, όπως η θερμοκρασία, η αλατότητα, διαλυμένο οξυγόνο, και θρεπτικά συστατικά. Αυτές είναι ποσότητες που μπορούν να παρατηρηθούν συστηματικά με τις σημερινές τεχνολογίες αισθητήρων και κοινές πλέον υδρογραφικές διαδικασίες δειγματοληπτικών μετρήσεων σε διάφορα βάθη και οριζόντια κάλυψη, ανάλογα με το επίπεδο ανάλυσης που απαιτείται. Οι πρώτες σειρές χαρτών με πληροφορίες ανέμου και ρευμάτων πάνω από τους ωκεανούς, εκδόθηκαν το 1845. Η ροή των θαλάσσιων ρευμάτων μετράται σε Svedup (sv). 1 sv ισούται με ρυθμό ροής όγκου 106 m3/sec (1 εκατομμυρίου κυβικών μέτρων ανά δευτερόλεπτο) Η μορφολογική διαμόρφωση του βυθού, το σχήμα της ακτογραμμής και οι αλληλεπιδράσεις με άλλα θαλάσσια ρεύματα επηρεάζουν τόσο την κατεύθυνση όσο και την ταχύτητα ( δύναμη ) ενός θαλάσσιου ρεύματος. Από τότε, οι ωκεανογραφικές έρευνες έχουν δώσει πολύ περισσότερες και εγκυρότερες πληροφορίες σχετικά με τις κατευθύνσεις ροής και τον τρόπο δημιουργίας των ρευμάτων. Σήμερα, για τα θαλάσσια ρεύματα επιφανείας υπάρχουν καταγραφές και στατιστικά στοιχεία πολλών δεκάδων χρόνων και σχετικές πληροφορίες δίνονται σε πολλές ναυτιλιακές ειδικές εκδόσεις και χάρτες, όπως τα Pilot Chats, Ocean Routing Chats, Sailing Diections, με τη χρήση των οποίων, οι ναυτικοί μπορούν να εκμεταλλεύονται τα ευνοϊκά ρεύματα για να αυξήσουν την ταχύτητα των πλοίων Æ εξοικονόμηση καυσίμων Ρεύματα υπάρχουν σε όλο το βάθος του ωκεανού και μάλιστα σε ορισμένες περιοχές, δύο ή περισσότερα ρεύματα μπορεί να ρέουν σε διαφορετικές κατευθύνσεις και σε διαφορετικά βάθη. Τα 5 κύρια επιφανειακά ρεύματα σε παγκόσμια κλίμακα

Παγκόσμια κατανομή Ανώτερα νερά (0-500 500m) m), με τα όρια έκτασής τους και τις περιοχές σχηματισμού τους Πηγή: W J Emey (2003), OCEAN CIRCULATION / Wate Types and Wate Masses, 1556-1567 Παγκόσμια κατανομή Ενδιάμεσα νερά (500-1500 1500m) m), με τα όρια έκτασής τους και τις περιοχές σχηματισμού τους Πηγή: W J Emey (2003), OCEAN CIRCULATION / Wate Types and Wate Masses, 1556-1567

Παγκόσμια κατανομή Βαθιά νερά (1500-... m) m), με τα όρια έκτασής τους και τις περιοχές σχηματισμού τους Πηγή: W J Emey (2003), OCEAN CIRCULATION / Wate Types and Wate Masses, 1556-1567 Τα επιφανειακά θαλάσσια ρεύματα έχουν κύρια γενεσιουργό αιτία τις ατμοσφαιρικές συνθήκες. ιακρίνονται στα ανεμογενή (από την τριβή του ανέμου) και στα ρεύματα από οριζόντιες αλλαγές πίεσης. Η κίνηση τους είναι κυρίως οριζόντια, με χαρακτηριστικά στοιχεία τη διεύθυνση και την ένταση τους ιεύθυνση (diection) είναι η κατεύθυνση προς την οποία κινείται ένα ρεύμα, ενώ η ένταση (dift) εκφράζεται από την ταχύτητά του σε κόμβους. Τα επιφανειακά θαλάσσια ρεύματα που κατευθύνονται από τον άνεμο αναπτύσσουν χαρακτηριστικά δεξιόστροφες ροές στο Βόρειο Ημισφαίριο και αριστερόστροφες ροές στο Νότιο Ημισφαίριο εξαιτίας των δυνάμεων Coiolis που ασκούν οι άνεμοι. Οι εκτάσεις που καταλαμβάνουν τα επιφανειακά ρεύματα μετακινούνται ελαφρά, ανάλογα με την εποχή του έτους, κάτι που είναι εμφανέστερο στα ισημερινά ρεύματα. Οι ωκεάνιες λεκάνες γενικώς έχουν από επάνω τους ένα μη συμμετρικό επιφανειακό ρεύμα, του οποίου ο ανατολικός κλάδος (από ψυχρά νερά) που ρέει προς τον ισημερινό (στις ανατολικές ακτές των ηπείρων) είναι ευρύς και διάχυτος, ενώ ο δυτικός κλάδος (από θερμά νερά) που ρέει προς τους πόλους (στις ανατολικές ακτές των ηπείρων) είναι πολύ στενός. Το φαινόμενο αυτό είναι συνέπεια της περιστροφής της Γης γύρω από τον άξονά της. Τα βαθιά θαλάσσια ρεύματα συντηρούνται από διαφορές πυκνότητας και θερμοκρασίας. Τα ρεύματα αυτά, συχνά αποκαλούνται και υποθαλάσσιοι ποταμοί, ρέουν κάτω από τα επιφανειακά ρεύματα της θάλασσας και δεν ανιχνεύονται άμεσα. Τα τελευταία χρόνια ερευνώνται με τη χρήση υποθαλάσσιων ρευματογράφων (σε διάφορα βάθη) του συστήματος Ago. Θερμόαλη ή αλοθερμική κυκλοφορία Ο όρος υποδηλώνει την κυκλοφορία των βαθέων και πυθμένιων υδάτων (themohaline ciculation). Προκύπτεικυρίωςαπόαλλαγέςστην πυκνότητα, οι οποίες συναρτώνται από τις καιρικές και κλιματικές μεταβολές, αλλά κυρίως από μεταβολές στην αλατότητα και στην θερμοκρασία στα στρώματα του ωκεανού και της θάλασσας 0ριζόντιες και, κυρίως, κατακόρυφες κινήσεις. Η σημαντική κάθετη κίνηση των υδάτινων μαζών, όπου παρατηρείται, χαρακτηρίζεται ως ανάδυση ή ανοδική κίνηση, και ως κατάδυση του θαλάσσιου νερού Στο επόμενο μάθημα Θα κλείσουμε την ενότητα ωκεάνια ρεύματα Θερμόαλη κυκλοφορία Κατακόρυφες κινήσεις των ρευμάτων Μεγάλα ωκεάνια συστήματα ρευμάτων