Labrador-drempel 50° N.B. Rockall-drempel 50° N.B.
Newfoundland-bekken 4755 m Westeuropees bekken 4921 m
Newfoundlanddrempel 40° N.B. Biskaje-drempel 45° N.B.
Noordamerikaans bekken 6328 m Iberisch bekken 5496 m
Azoren-drempel 35° N.B.
Noordkanarisch bekken 5886 m
Kanarische drempel 27o N.B.
Zuidkanarisch bekken 5990 m
Kaapverde-drempel 20-25° N.B.
Puerto Rico-drempel 20° N.B. Kaapverde-bekken 6128 m
Guyana-bekken 6328 m Sierra-Leone-drempel 10-5° N.B.
Sierra-Leonebekken 6049 m
Pará-drempel 5-00 N.B. Liberia-drempel 5-0° N.B.
Zuid Atlantische rug
Noordbraziliaans bekken 6022 m Guinee-bekken 5695 m
Guinee-drempel 0-10° Z.B.
Trinidad-drempel 20° Z.B. Kongo-bekken 5618 m
Walvisrug 20-35° Z.B.
Zuidbraziliaans bekken 6027 m Kaap-bekken 5415 m
Rio-Grande-drempel 30-35° Z.B. Kaap-drempel 35-45° Z.B.
Argentijns bekken 6202 m Agulhas-bekken 5716 m
Zuidsandwich-drempel 50-55° Z.B. Atlantisch-Indische drempel 50-55° Z.B.
Zuidpolair bekken 5857 m
c. Er komen in de Atlantische Oceaan twee troggen voor, dit zijn smalle, langgerekte en zeer diepe bodemformaties. Noord van Puerto Rico, op 190 N.B. en van 63-68° W.L., ligt de Puerto Rico-trog met diepten van meer dan 8000 m (twee lodingen van 8283 en 8525 m). Hier bevindt zich het diepste gedeelte van de Atlantische Oceaan. In een boog noordelijk en oostelijk van de Zuid-Sandwich-eilanden ligt de Zuid-Sandwich-trog, waar de grootst gemeten diepten zijn 8264 en 8102 m.
Wat de verdeling der diepten op de Atlantische Oceaan betreft, blijkt dat het bodemreliëf onrustiger wordt naarmate het aantal lodingen (vooral echolodingen) zich uitbreidt (fig. 7 op de achterzijde van de kaart). Toch staat het wel vast dat diepten groter dan 6000 m weinig voorkomen. Diepten van 7000 m en meer blijven beperkt tot de beide troggen.
Eilanden.
Er liggen een aantal eilanden in de Atlantische Oceaan verspreid. Men verdeelt deze op geologische gronden in drie groepen, de oceanische, de continentale en een overgangsgroep. De oceanische eilanden zijn die, welke volgens tegenwoordig inzicht nooit deel hebben uitgemaakt van een continent en dan ook niet in hun geologische bouw en biologische omstandigheden ermee verwant zijn. In den regel zijn zij vulkanisch (maar niet alle vulkanische eilanden zijn oceanisch). Hiertoe behoren Jan Mayen, IJsland, Far öer, de Bermuda-eilanden, Fernando Po, Principe, San Thomé, Anno Bon, de Sint Paulsrotsen, Ascensión, Sint Helena, Trinidad, Martin Vaz, Tristan da Cunha, Gough en Bouvet. Continentaal zijn die eilanden welke op het continentale plat liggen, de Britse eilanden met de Orkneyen de Shetland-eilanden, Helgoland, de eilanden in de Middellandse Zee, Newfoundland, de eilanden in het Canadese Stratengebied, de Westindische eilanden, de Falklands-eilanden, de Graham-archipel.
De overgangsgroep bestaat uit Frans-Josefland, Spitsbergen, Beren-eiland, de Azoren, de Madeiragroep, de Canarische eilanden, de Kaap-Verde-eilanden en de Zuid-Antillen (Zuid-Georgië, de Zuid-Sandwich-, de Zuid-Orkney- en de Zuid-Shetland-eilanden). Op de Atlantische Rug liggen Ijsland, Azoren, Sint Paulsrotsen, Ascensión, Tristan da Cunha, Gough en Bouvet.
Het totale oppervlak van al deze eilanden is ruim 500 000 km2, een bedrag dat in het niet zinkt tegenover het gehele oppervlak. De Atlantische Oceaan is veel armer aan eilanden dan de beide andere oceanen.
Bestanddelen van de zeebodem
(fig. 3 op de achterzijde van de kaart). Langs de kusten bestaat de bodem van de oceaan uit materiaal dat van het vasteland afkomstig is en vooral door de grote rivieren wordt aangevoerd: o.a. de Sint Laurens, de Mississippi, de Amazone, de Rio de la Plata, de Kongo, de Niger. Voorts wordt door de antarctische gletschers heel wat morene-materiaal in zee gedeponeerd. Al deze bestanddelen vormen het terrigene slik. 25 pet van het oppervlak van de bodem van de Atlantische Oceaan is ermee bedekt, hier en daar tot diep in zee, bijv. Oost van Newfoundland tot aan 40° W.L. De grofste delen, keien, grint, vindt men het dichtst bij de kust, verderop zand, ten slotte een blauw of lei-kleurig, soms groen slik. Tot op grote afstand rondom vulkanen (Ijsland, Azoren) treft men vulkanisch zand van grauwe kleur aan.
Ver buiten de kusten is de bodem met oceanische producten bedekt, skeletten en schalen van kiezel of kalk, resten van in zee levende dieren en planten, vaak van microscopische afmetingen. Deze zgn. pdagische bezinksels hebben zich sinds millioenen jaren op de zeebodem opgehoopt. Hieronder zijn de foraminiferen met hun sierlijke pantser van koolzure kalk de voornaamste. Op hun lange weg naar de bodem lossen deze skeletten langzaam op, de teerste het eerst, de grofste het laatst. Zo treft men achtereenvolgens aan het pteropodenslik tot 2000 a 3000 m, het globigerinenslik van 2000-4000 a 5000 m en het radiolariënslik op groter diepten. Het globigerinenslik overdekt meer dan de helft van de bodem van de Atlantische Oceaan.
Het pteropodenslik wordt gevonden Z.W. van de Azoren, in de Caraïbische Zee, op de Atlantische Rug bezuiden Ascensión en op enkele andere verspreide plaatsen. Het radiolariënslik ontbreekt geheel.
Op hoge breedten kunnen foraminiferen niet meer leven en hier treft men het diatomeeënslik aan, dat van plantaardige oorsprong is en bestaat uit de kiezelomhulsels van eencellige wieren. Men vindt dit slik in de Atlantische Oceaan alleen op het zuidelijke halfrond, benoorden de glaciale bezinksels.
Op een aantal plaatsen komt het rode diepzeeslik voor, een amoif bezinksel, dat men aan uitwerpselen van vulkanen, ook onderzeese, toeschrijft. Men treft het aan in de Noordamerikaanse en de Braziliaanse bekkens, westelijk van de Kaapverde-eilanden en van de Kaap in de diepste bekkens van de Oceaan.
Wij noemen ten slotte nog het korallogene slik, bezinksels, afkomstig van koralen bouwende organismen. Zij blijven beperkt tot het gebied binnen de keerkringen, in de Atlantische Oceaan tot de eilanden in de Westindische zeeën.
Ontstaan.
Het vraagstuk, of de Atlantische Oceaan permanent is, d.w.z. van het begin van de vorming der aardkorst aanwezig is geweest, dan wel zich langzaam aan ontwikkeld heeft, kan niet als opgelost worden beschouwd. De eigenaardige S-vorm met de rug over de gehele lengte is stellig aan zekere wetmatigheid gebonden, maar een bevredigende verklaring is tot nu toe niet gegeven.
Het feit dat vele verwante dieren en plantenvormen aan weerszijden voorkomen, heeft geleid tot de veronderstelling, dat oorspronkelijk grote vastelanden hebben bestaan, die later gezonken zijn, waarlangs fauna en flora zich konden uitbreiden. Op geophysische en klimatologische gronden is echter deze hypothese niet te handhaven. Men heeft ook gemeend dat „landbruggen” of eilandgordels al voldoende zouden zijn om de biologische overeenkomsten te verklaren. Daarnaast staat de theorie van Wegener, volgens welke oorspronkelijk één groot continent voorkwam, dat in twee stukken is uiteengevallen, zodat daartussen de Atlantische Oceaan tot ontwikkeling kwam. Ook tegen deze verleidelijke theorie bestaan echter grote bezwaren.
In ieder geval heeft de scheiding moeten plaats grijpen lang vóórdat de mens op aarde verscheen. Het legendarische eiland Atlantis kan daarom in het geheel geen betrekking hebben op de toestand vóór de vorming van de Oceaan. Zelfs indien men Madeira, de Canarische en de Kaapverde-eilanden beschouwt als resten van een verzonken gebied, dan nog is het niet aan te nemen, dat de mens dit vasteland ooit gekend heeft.
Ook voor de kloven op het continentale plat bestaat geen bevredigende verklaring. Men noemt ze wel „canyons”. Maar deze onderzeese geulen zijn zeker niet aan erosie door rivierwater toe te schrijven. De geulen van de Kongo en de Hudson gaan tot meer dan 2000 m diepte en men kan onmogelijk een relatieve verandering van het zeeniveau van een dergelijk bedrag aannemen. Misschien zijn het eenvoudig breuklijnen, die zich tot diep in zee uitstrekken, terwijl op het vasteland de rivier het hierdoor gevormde dal volgt.
Klimaat.
De oorsprong van vele der verschijnselen van de Oceaan, die nu ter sprake komen, is de bestraling door de zon. Hierdoor wordt de aarde in bepaalde klimaatgordels verdeeld. Binnen de keerkringen heerst het tropische klimaat, dat gekenmerkt is door onafgebroken hoge temperatuur. Hiermede gaat gepaard langs de evenaar een gebied van lage luchtdruk met hoge neerslag en zwakke winden (de zgn. doldrums van de Engelsen). Onder de keerkringen is nog de temperatuur hoog, maar tevens de druk. Het is een gebied van zeer geringe neerslag (woestijnen) en zwakke winden (de zgn. paardenbreedten). Ónder invloed van dit subtropische luchtdrukmaximum waait de wind naar de evenaar toe met een bepaalde afwijking ten gevolge van de aardrotatie.
Dit is de passaatwind, een constante, krachtige en droge wind, de Noordoost-passaat op het noordelijke halfrond, de Zuidoost-passaat op het zuidelijke. Buiten de tropen liggen de gematigde gewesten, gekenmerkt door hun jaargetijden met hoge temperaturen in de zomer, lage in de winter. De luchtdruk is er in den regel lager dan op de keerkringen en bijgevolg waait de wind op beide halfronden van de keerkringen naar de gematigde gewesten en wel ten gevolge van de aardrotatie overwegend uit Z.W. op het noordelijk, uit N.W. op het zuidelijk halfrond. In dc poolgebieden ten slotte is de temperatuur voortdurend laag: de gebieden van de eeuwige sneeuw. De druk is er hoog, de neerslag gering. Ook van hier uit waait de wind naar de gematigde gewesten, uit N.O. op het noordelijk halfrond, uit Z.O. op het zuidelijk. De ontmoeting van de warme, subtropische en de koude, arctische luchtmassa’s geeft aanleiding tot het ontstaan van de frontverschijnselen en de depressies met haar stormen, die karakteristiek zijn voor de gematigde gewesten.
De temperatuurschommelingen, zowel de dagelijkse als de jaarlijkse, zijn op zee veel geringer dan op land. De oorzaak hiervan is drieërlei: de hoge soortelijke warmte van het water, zijn doorlaatbaarheid voor de warmtestraling van de zon en zijn beweeglijkheid (golven en stromen). Hierdoor is de temperatuur boven zee overdag lager dan boven land, ’s nachts hoger; ’s zomers lager, ’s winters hoger dan boven land.
Zeestromen.
Onder invloed van de winden ontstaan zeestromingen die in grote trekken op alle oceanen met elkaar overeenstemmen. Op de Noordelijke Atlantische Oceaan veroorzaakt de Noordoost-passaat tussen 5° en 20° N.B. een westelijke zeestroom met een snelheid van 40 km per dag: de Noord-equatoriale Stroom, die bij het Amerikaanse continent gedeeltelijk buiten de Antillenom naar het N. ombuigt, Antillen-Stroom, en voor de resr in de Caraïbische Zee en de Golf van Mexiccr doordringt. Het op deze weg sterk verhitte water stroomt als de zeer warme en zeer krachtige Golfstroom beoosten Florida af. In Straat Florida bereikt de gemiddelde snelheid waarden van 150 km per dag en kan zij toenemen tot meer dan 200 km. Verenigd met de Antillen-Stroom en voortgestuwd door de heersende Westenwinden, stroomt dit water naar het O. ondei de naam Golfstroom of ook wel de Noordatlantische Drift. Een deel hiervan buigt naar het Z. af, de koude Canarische Stroom, en sluit zo als compensatiestroom bij de Noord-equatoriale aan.
Een ander deel vloeit als warme stroom tot ver benoorden Skandinavië. De heersende Westenwinden hebben tot gevolg dat de Golfstroom het klimaat van West-Europa gunstig beïnvloedt. Het in het Poolbekken binnendringende water vloeit, inmiddels afgekoeld, als koude stromen terug, de Oost-Groenland-Stroomen de Labrador-Stroom. Zij zijn het die grote hoeveelheden pakijs en gletscher-ijs (vooral van Groenland afkomstig) meevoeren, de ijsbergen, die langs de N.O. kust van Amerika de zeevaart grote gevaren berokkenen. Binnen de kringloop van het „Golfstroomstelsel” ligt een gebied zonder stromen, de zgn. Sargassogee, de verzamelplaats van het sargasso-wier, dat er echter nooit in die hoeveelheden voorkomt als waarvan zeemansverhalen gewagen.
Opgemerkt moet nog worden, dat de Golfstroom in bet oostelijke gedeelte geenszins zeer bestendig is, evenmin als de hier heersende winden. Volgens Wüst stroomt de kern van de Golfstroom op 200 m diepte naar het O. en moet het milde klimaat van West-Europa dan ook vnl. aan dit water worden toegeschreven.
Op het zuidelijke halfrond verwekt de Zuidoostpassaat de westelijk gerichte fuid-equatoriale Stroom tussen 0-15° Z.B. Deze splitst zich bij Kaap San Roque in een gedeelte dat naar het N. stroomt, de Guyana-Stroom, die zich verenigt met de Noordequatoriale, en een ander deel, de warme Braziliaanse stroom die naar het Z. ombuigt. Dit deel gaat op in de Westenwind-drift, die, voortgestuwd door de „brave westenwinden”, de gehele aardbol tussen 40° en 50° Z.B. omcirkelt. Een deel hiervan buigt op de Afrikaanse kust naar het N. om, de koude Benguella-Stroom, en sluit hiermee de kringloop. Langs de Argentijnse kust stroomt in noordelijke richting de koude Falkland-Stroom (overeenkomende met de Labrador-Stroom en eveneens ijsbergen uit het poolgebied aan voerende). Tussen de beide equatoriale stromen in loopt de Equatoriale Tegenstroom, een compensatiestroom, die onder de naam Guinee-Stroom de Golf van Guinee binnenstroomt met een snelheid van ruim 30 km per dag.
Al deze stromen bereiken als regel geen grotere diepten dan 100-200 m. Tot 600 a 800 m komen voornamelijk vertikale bewegingen voor, in het equatoriale gebied naar boven, in de subtropen en middelbare breedten naar beneden gericht. Beneden 600 m tot 3000 m toe moeten belangrijke horizontale stromingen voorkomen (fig. 6 op de achterzijde van de kaart). Zo trekt in de Zuidatlantische Oceaan een koude, zoutarme stroom naar het N. tot over de evenaar, de Antarctische
Tussenstroom
Daaronder ligt een betrekkelijk warme, zoutrijke stroom uit de Noordatlantische Oceaan tot ver op het zuidelijk halfrond, de Noordatlantische Dieptestroom. In de allerdiepste lagen tot op de zeebodem stroomt antarctisch bodemwater naar het N. en evenzo arctisch poolwater naar het Z.
Temperatuur.
Het jaargemiddelde van de temperatuur bereikt aan de oppervlakte (fig. i, achterzijde kaart) waarden boven 25 gr. C. in de tropische gordel, met dien verstande, dat op de Afrikaanse kust deze gordel veel smaller is (van 12° N.B. tot 4° Z.B.) dan op de Amerikaanse kust (30° N.B. tot i8° Z.B.) en wel als gevolg van wind en zeestromen. De allerhoogste jaartemperatuur, boven 27,5 gr. C., komt voor in het Yucatan-bekken. Naar weerszijden neemt de temperatuur tamelijk regelmatig af, naar het Z. belangrijk sterker dan naar het N. Dit hangt samen met het afgesloten zijn van de Noordpoolzee in tegenstelling tot de open ligging van de Oceaan tegenover Antarctica.
De 5 gr.-isotherm loopt van Newfoundland dicht langs Groenland en bereikt Ijsland op de 70ste breedtegraad; op het zuidelijk halfrond loopt zij bezuiden Kaap Hoorn op 57° Z.B., bezuiden Kaap de Goede Hoop op 48° Z.B. De nul-isotherm bereikt de 56ste graad Z.B.
In de loop van het jaar verplaatst de gordel van temperaturen boven 25 gr. zich met de zon:
NOORDATLANTISCHE OCEAAN
westkust oostkust westkust oostkust
Dec. 250 N.B. i2°N.B. Juni 30°N.B. is°N.B.
winter Jan. 23°N.B. io°N.B. Juli 35°N.B. 150 N.B. zomer Febr. 20°N.B. io°N.B. Aug. 37°N.B. 20°N.B.
ZUIDATLANTISCHE OCEAAN
westkust oostkust westkust oostkust
Dec. 20° Z.B. 5° Z.B. Juni 170 Z.B. o° zomer Jan. 250 Z.B. io° Z.B. Juli I3°Z.B. 20 N.B. winter
Febr. 270 Z.B. io° Z.B. Aug. io°Z.B. 5°N.B.
In het algemeen daalt de temperatuur van het zeeoppervlak naar de diepte (fig. 5 op de achterzijde van de kaart). De daling is in de bovenste 1000 m zeer sterk en op grotere diepte gering. Op alle diepten komt in de Atlantische Oceaan dezelfde tegenstelling tussen het noordelijke en het zuidelijke deel tot uiting als aan de oppervlakte: steeds is het zuidelijk deel belangrijk kouder. Zo passeert de isotherm van 5 gr. C. op 200 m diepte 450 Z.B., op 600 m 38° Z.B. Op 800 m heeft deze isotherm reeds 50 N.B. bereikt, op 1000 m io° N.B.
Op het noordelijk halfrond treft men temperaturen onder 5 gr. C. alleen aan, afgezien van de Noordpoolzee, in de koude Labrador-Stroom; op 1000 m diepte treft men deze stroom aan als een koude tong tot bij Kaap Hatteras (350 N.B.), terwijl aan de oostkant van de Oceaan op deze diepte nog temperaturen van 7-8 gr. C. voorkomen tot dichtbij Ijsland benoorden 6o° N.B. Op 1500 m diepte is alleen nog ten W. van Spanje en NoordAfrika de temperatuur hoger dan 5 gr. C. Op 2000 m is overal het water kouder dan 5 gr.
C. Op 3500 m, dat is beneden de Walvisrug, begint deze als een barrière tegen het koude Zuidpoolwater te werken. De temperatuur is in het Kongo-bekken op dit niveau 2,4 gr. C. en blijft tot op de bodem vrijwel gelijk. Op groter diepte dringt in het westelijke gedeelte door de onderbreking in de Rio-Grande-drempel nog steeds koud water uit het Z. binnen. Op 4500 m is de temperatuur in het Kongo-bekken nog 2,4 gr., maar Noord van de Rio-Grande-drempel gemiddeld i gr.
C. Ten slotte op 5000 m, dus in de diepste bekkens, worden de volgende temperaturen aangetroffen:
Noordamerikaans bekken 2,1 -2,4 gr.C.
Braziliaans bekken 0,6-0,8 (0,4) gr.C.
Argentijns bekken 0,1 -0,3 gr.C.
Zuidpolair bekken < 0 (—0,6) gr. C.
Kanarische bekkens 2,1 (2,4) gr.C.
Kaap verde - bekken 2,3-2,45 gr.C.
Guinee-bekken 2,2 (2,0) gr.C.
Kongo-bekken 2,4-2,5 gr.C.
Kaap-bekken >1,0 (0,6) gr.C.
Agulhas -bekken < 1,0 (0,0) gr.C.
Bodemtemperaturen zijn zo nodig in deze tabel tussen haakjes toegevoegd.
De lage temperatuur in het Z.W. bekkengebied is geheel het gevolg van de vrije toegang van het koude en zware water uit het Zuidpoolgebied. In de noordelijke helft daalt de temperatuur niet beneden 2 gr. als gevolg van het bodemreliëf. In de Caraïbische Zee treft men van 1250 m onder het zeeoppervlak tot in de diepste bekkens temperaturen van ruim 4 gr. C. aan in verband met de tot deze diepte opstijgende drempels tussen de Antillen.
Zoutgehalte.
Het zoutgehalte van het Oceaanwater bedraagt aan de oppervlakte gemiddeld 35 p. mille (fig. 2 op de achterzijde van de kaart). Het neemt toe met krachtige verdamping bij hoge temperatuur en sterke droge winden, het neemt af bij grote toevoer van zoet water (neerslag, rivieren en smeltend ijs). In het tropische regengebied is het zoutgehalte beneden het gemiddelde; in de Golf van Guinee daalt het tot beneden 20. Dwars over de Oceaan is deze strook van laag zoutgehalte aanwezig. In de passaatgebieden bereikt het zoutgehalte zijn hoogste waarden (meer dan 37,25), naar de polen neemt het af; bezuiden 35-40° Z.B. daalt het beneden de norm, terwijl op het noordelijk halfrond dit alleen het geval is in de LabradorStroomen op de Europese kusten. In beide poolgebieden daalt het gehalte beneden 34.
Ten gevolge van de genoemde invloeden komen de sterkste afwijkingen voor in de binnenzeeën; gering is het zoutgehalte in de Oostzee (in de Botnische Golf is het zeewater bijna drinkbaar), hoog in de Middellandse Zee. De jaarlijkse •schommeling is op de open zee betrekkelijk gering, alleen op de tropische kusten onder invloed van de jaarlijkse gang van de neerslag van betekenis.
Naar de diepte neemt het zoutgehalte af (fig. 6 op de achterzijde van de kaart), op het zuidelijk halfrond sterker dan op het noordelijk. Op 1000 m is alleen nog benoorden 20-25° N.B. het zoutgehalte hoger dan 35 in een gebied dat aan de noordkant begrensd wordt door het zoutarme poolwater, aangevoerd door de Oost-GroenlandStroom en de Labrador-Stroom. Hoog zoutgehalte (boven 35,5), gepaard met hoge temperatuur, komt tot 1500 m diepte voor bewesten Straat Gibraltar. Het is warm en zoutrijk water dat over de bodem van deze Straat uit de Middellandse Zee afstroomt. Op 3000 m is overal het zoutgehalte lager dan 35. Op 5000 m diepte treft men het laagste zoutgehalte aan (34)63-34,72) in de bekkens voor de kust van Zuid-Amerika en in het Kaap-bekken (aanvoer van zoutarm antarctisch water). Overal elders is het zoutgehalte hoger: 34,85-34,89.
Dichtheid.
De dichtheid van hetzeewaterhangt af van de temperatuur en het zoutgehalte. De dichtheid is aan de oppervlakte het kleinst in de equatoriale strook van warm en tegelijk zoutarm water en neemt van hier uit naar hoge breedten vrij regelmatig toe en wel van ongeveer 23,0 tot meer dan 27,5 (deze getallen vormen de internationaal aangenomen afkorting van 1,0230 en 1,0275). Zoals we mogen verwachten, neemt de dichtheid naar de diepte toe; op 1000 m is zij vrijwel overal groter dan 27,3, op 1500 m groter dan 27,5, op 2000 m groter dan 27,7 en in de bekkens op 5000 m overschrijdt zij de 27,84.
Getijden
(fig. 4 op de achterzijde der kaart). Uit het verloop van het havengetal op de kusten van de Atlantische Oceaan (het havengetal is het tijdsverschil tussen Volle Maan of Nieuwe Maan en het hieropvolgende hoge water) blijkt, dat de vloedgolf van het halfdaagse tij uit het Zuiden de Oceaan binnendringt. Te o uur zijn er drie opeenvolgende vloedgolven aanwezig: 1. op 470 Z.B. 2. de hieraanvoorafgaande, die in tweeën gesplitst is, van de Westindische eilanden tot Nieuw-Schotland en van Kaap Blanco (Afrika) tot bewesten de Azoren; en 3. de oudste, die juist de Europese Noordzee heeft bereikt. De snelheid van de golf wordt groter naarmate de diepte van de zee groter is. Op de kusten liggen daarom de tijden van gelijk hoogwater dicht opeen. Op verschillende plaatsen ontstaan gebieden zonder getijgolf waar de vloedgolven als het ware omheendraaien, de zgn. amphidromieën: in de Antillen, bezuiden Groenland en bij de Far öer.
In de Noordzee zijn er twee: bij de Hoofden en ten W. van Jutland. Dit ingewikkelde verloop van het getij wordt bepaald door de verdeling van land en water en het reliëf van de zeebodem. In binnenzeeën valt vaak één van de twee getijden per dag uit en doet er zich maar één voor, bijv. in de Golf van Mexico.
De hoogte van het getij (het verschil tussen vloed en eb) is op de open zee gering, 0,5 a 1 m (Bermuda 1,0, Ascensión 0,6 m). Onder invloed van de aardrotatie ondergaat de vloedgolf een afwijking, waardoor op het noordelijk halfrond de hoogste getijden rechts, dus op de oostkust, op het zuidelijk halfrond links, dus aan de westkust voorkomen. Heel duidelijk komt dit verschijnsel aan den dag in zeestraten, in het Kanaal bijv. 2-3 m bij het eiland Wigtu tegenover 5-6 m bij Cherbourg. In binnenzeeën is het getij laag: in de Oostzee enkele centimeters, in de Middellandse Zee 2040 cm.
Door de hoogteverschillen tussen eb en vloed ontstaan ook getijstromen, die vooral op de kusten tot ontwikkeling komen. Ze zijn ook op de open zee aanwezig, maar hier moeilijk te constateren.
De mens en de Atlantische Oceaan.
In de tijd van de zeilschepen berokkende de Atlantische Oceaan den zeeman grote moeilijkheden. Bij de vaart om de Zuid waren het vooral de kalmtegordels die vaak enorm oponthoud veroorzaakten. Naar de West heeft men al spoedig na de ontdekking van Amerika gebruik leren maken van de passaten en op de terugweg van de Z.W.-winden, en tevens van de zeestromen. De stoomvaart is veel minder aan de wind gebonden, maar maakt uit economische overwegingen wel degelijk van wind en stroom gebruik. De heen- en de terugweg vallen dan ook gewoonlijk niet samen. De zeeman moet voor de N oordamerikaanse kust rekening houden met het ijsbergengevaar.
Na de ramp van de Titanic (isApr. 1912) is een internationale parrouilledienst tot stand gekomen, waarmede ijsbergen worden opgespoord, terwijl met behulp van wind- en stroommetingen een verwachting kan worden gegeven over de koers, die door de bergen zal worden gevolgd. In het grensgebied van Labrador- en Golfstroom (de cold wall), is tevens het mistgevaar groot. Dank zij de radio is de zeeman in staat zijn eigen weerkaarten te tekenen en kan hij ook tijdens de reis zijn koers in verband met de weersomstandigheden wijzigen.
Het verkeer door de tucht gaat met enorme sprongen vooruit. Het vliegtuig is nog sterker dan het zeilschip van weer en wind afhankelijk. Vóór de oorlog reeds bleek een regelmatig luchtverkeer mogelijk met behulp van meteorologische waarnemingen op de vaste wal en op varende schepen. Na Wereldoorlog II (voor Slag in de Atl. Oceaan z onderzeebootoorlog) is men overgegaan tot de stichting vaneen internationale waamemingsdienst op de Noordatlantische Oceaan aan boord van een 13-tal op bepaalde plaatsen buiten de gewone zeevaartroutes gestationneerde weerschepen. Hierbij zijn zeer belangrijk de waarnemingen van de bovenlucht met behulp van met radiosondes uitgeruste ballonnetjes, waardoor het mogelijk wordt dat de vliegtuigbestuurder de voor zijn reis gunstigste vlieghoogte kan vaststellen. Deze dienst is op 1 Juli 1947 aangevangen.
PROF. DRS. W. VISSER
Lit.: Wissenschaftl. Ergebnisse d. dtsch. Atlant. Expedition auf dem Forschungs- und Vermessungsschiff „Meteor* 1925-1927. (D.A.E.); G. Schott, Geogr. d. Atlant.
Ozeans (Hamburg 1926); B. G. Escher, Algemeene Geologie (Amsterdam 1934)*
