noemt men de grote stromingen van het zeewater, vooral de doorgaande waterbewegingen; de heen- en weergaande of omdraaiende getijstromen (eb- en vloedstromen), die van astronomische oorsprong zijn, maken wel dat de waterbeweging van uur tot uur verandert, doch in een overigens rustende oceaan of zee zouden zij het water in het algemeen gesloten banen (veelal ellipsen) doen volgen, waardoor het na een of twee getijperioden (24 uur 50 min.) weer practisch op dezelfde plaats terug zou zijn; een aanwezige doorgaande zeestroming echter uit zich in een resulterende verplaatsing na zulk een tijdsinterval. De getijstromen zijn het sterkst in randzeeën, baaien en zeegaten; in de open oceaan zijn zij betrekkelijk gering.
Zij worden hier verder buiten beschouwing gelaten; z getijden. Indien wij hier dus in het verdere onder zeestromingen de „doorgaande” waterverplaatsingen zullen verstaan, dan betekent dit niet dat deze zeestromingen overal geheel constant van richting zijn. Integendeel, gezien het feit dat de windstelsels der aarde hun voornaamste motoren zijn en dat ook locaal de wind van grote invloed op de stroming is, valt het niet te verwonderen dat op een willekeurige plaats de stroming van tijd tot tijd sterk kan veranderen.De kennis der zeestromingen berust vooral op de waargenomen waterverplaatsingen over bepaalde tijdsintervallen, die men heeft afgeleid uit scheepswaarnemingen. Aan boord bepaalt men zo mogelijk op geregelde tijden door astronomische waarnemingen, of tegenwoordig ook met electronische middelen (loran, decca e.d.), de plaats (het „bestek”) en vindt daardoor de in een bepaald tijdsinterval afgelegde weg, naar richting en lengte. Deze vergelijkt men met de verplaatsing die men uit de gestuurde koers en de vaarsnelheid berekent. Het verschil van beide levert de uitwerking van de stroom over het bewuste tijdsinterval op. Wat men op goede oceanografische zeekaarten, bijv. die in de atlassen van het Kon. Ned.
Meteorologisch Instituut (Afd. Oceanografie en Maritieme Meteorologie;, als stroom vermeld ziet, berust op de gemiddelden van zulke scheepswaarnemingen over een lang tijdvak. „Stroomrozen” geven daarbij tevens de variaties aan, die in de stroom op een bepaalde plek kunnen optreden.
Terwijl men vroeger bepaalde belangrijke zeestromen, bijv. de Golfstroom, wel min of meer als een rivier in de oceaan tekende, heeft men later, op grond van genoemde gemiddelde stromingskaarten, een veel diffuser beeld der stromingen in de open zee aangenomen. In de plaats van de „rivier in de Oceaan” kwam de algemene, wijdgespreide waterbeweging, over enorme oceaangebieden, met in het algemeen vrij kleine snelheden. Zo maakt de Atlantische Stroom (de voortzetting van de eigenlijke Golfstroom) tussen de Newfoundland Bank en Ierland gemiddeld maar 5 zeemijlen per etmaal. Inmiddels is het in de laatste jaren gebleken, dat althans sommige zeestromen — en met name de Golfstroom aan de westzijde van de N.-Atlantische Oceaan — zich toch wel enigszins als een „rivier” gedragen, met een vrij smalle stroomband, waarin (voor een zeestroming) grote snelheden worden waargenomen: tot 5 zeemijlen per uur in een stroombreedte van bijv. 10 tot 20 zeemijlen; deze rivier ligt echter niet steeds op dezelfde plaats en hij heeft ook kronkelingen, die zich soms vervormen — hij „meandert” (z Golfstroom). Juist deze plaats- en vormveranderingen van zulk een stroomband maken dat hij in de gemiddelde stroomkaarten niet zo scherp tot uiting komt; het beeld is daar meer uitgesmeerd.
Naast de bepaling van richting en snelheid van zeestromingen uit de verplaatsing van varende schepen is er natuurlijk ook de mogelijkheid zulke gegevens te bepalen uit de verplaatsing van drijvende schepen of drijvende voorwerpen, als ijsschotsen of -velden, ijsbergen, wrakhout, flessen e.d. Flessen („flessenpost”), en in de laatste jaren ook drijvende plastic enveloppen, met een briefje erin, zijn dikwijls in groten getale systematisch gebruikt om gegevens omtrent de beweging van het zeewater in een bepaald gebied te verkrijgen.
Meting van de stroom langs directe weg, met behulp van stroommeters, is in de open zee, op diep water, zeer moeilijk en is daar op nog maar betrekkelijk weinig plaatsen uitgevoerd. Pas in de allerlaatste tijd is een instrument ontwikkeld dat men al varende kan gebruiken en dat dan een directe aanwijzing van de ter plaatse heersende stroom levert, meer of minder nauwkeurig, al naar de oceanografische omstandigheden.
De werking van dit instrument berust op het feit dat het aardmagnetische veld in het bewegende zeewater een electromotorische kracht induceert. Afgezien van dit nieuwe Amerikaanse instrument (G.E.K. genaamd), dat nog maar op zeer beperkte schaal en alleen in het oppervlaktewater gebruikt is, is men voor directe stroommeting met behulp van instrumenten genoodzaakt het schip voor anker te leggen en dan de stroommeter in de zee neer te laten. Men kan aldus stroommetingen op willekeurige diepten — van het oppervlak tot bij de bodem — verrichten en inderdaad zijn zulke diepzee-stroommetingen ook op verschillende plaatsen uitgevoerd, o.a. door de Duitse „Meteor” in de Atlantische Oceaan (1925 en later) en door de Nederlandse „Snellius” in de Oostindische diepzeebekkens (1929-30). Inmiddels is ankeren in de diepzee zeer moeilijk, terwijl, ook als het gelukt is, het schip dan toch nog niet geheel stil ligt, zodat de meetresultaten nog critisch bekeken moeten worden.
Nog voor men met behulp van stroommeters er in geslaagd was, de bewegingen van het water ook in de diepten der zee te meten, was het zowel uit theoretische overwegingen als uit zulke verschijnselen als opwelling van koud water aan sommige kusten en plaatselijke opeenhopingen van zeewier (die op een convergeren van het oppervlaktewater ter plaatse wijzen en bijv. in de Sargasso-zee optreden) duidelijk geworden, dat er ook opgaande en neergaande stromingen zijn en dat de gehele oceaan tot aan de bodem in wel zeer langzame maar toch gestadige beweging is, die in tegenstelling met de oppervlakte-stromen, die voor een groot deel door de wind veroorzaakt worden, hoofdzakelijk op verschillen in temperatuur en zoutgehalte, op dichtheidsverschillen dus, berust. Onze kennis omtrent deze langzame diepzeestromingen is vnl. uit temperatuur-, zoutgehalte- en zuurstofgehalteverschillen afgeleid. Zo is uit de lage temperaturen nabij de bodem der oceanen af te leiden dat water uit het Zuidpoolgebied onder in de oceanen ver noordwaarts doordringt, in sommige gebieden tot benoorden 40° N.Br. Verder volgt uit de verdeling van het zoutgehalte in de Atlantische Oceaan ten W. van Afrika, dat het zoutrijke dieptewater dat over de drempel van de Straat van Gibraltar uit de Middellandse Zee naar buiten loopt, in de diepere lagen van de oceaan tot ver naar het Z. doordringt. Verder £ diepzee en zee.
Wij willen in het volgende vnl. op de zeestromingen in de bovenste waterlagen letten.
Oorzaken der zeestromingen zijn: in de eerste plaats de wind, in de tweede plaats (in een veel kleiner aantal gevallen) verschillen in s.g. van het zeewater.
Laatstgenoemde oorzaak werkt — behalve in de diepzee, doch daarover spraken wij reeds — vooral daar waar zeeën met een bijzondere physische gesteldheid door een niet te brede verbinding communiceren met een ander zeegebied of met de open oceaan; bijv. in de Straat van Gibraltar. Het Middellandse Zee-water heeft ten gevolge van sterke verdamping een relatief hoog zoutgehalte, is daardoor zwaarder dan het iets minder zoute water van de Atlantische Oceaan. Op een zekere diepte heerst daardoor aan de Middellandse Zeekant van de Straat een hogere druk dan aan de Atlantische kant; door deze overdruk zal onderin de Straat het zoute water naar de oceaan vloeien, over de drempel van de Straat heen en aan de andere zijde neerwaarts over de afhellende zeebodem, als een langzame waterval. Deze uitvloeiing wordt gecompenseerd door een bovenstroom, die door de Straat heen minder zout Atlantisch water naar binnen voert. Een soortgelijke stroming treedt op bij de mond van de Rode Zee, de Straat Bab el Mandeb. De (ten gevolge van regenval en waterlozing door vele grote rivieren) zoutarme Zwarte Zee heeft door de Dardanellen heen een bovenstroom naar buiten en een onderstroom naar binnen, terwijl ook uit de Oostzee een zoutarme bovenstroom door Sont, Kattegat en Skagerrak naar buiten loopt, de Baltische Stroom.
De winden op aarde vormen de voornaamste oorzaak van het grote patroon der zeestromingen. Het gemiddelde patroon dezer stromingen is in hoofdzaak af te leiden uit het gemiddelde patroon der grote windstelsels. Als medebepalende factoren treden hierbij op: in de eerste plaats (natuurlijk) de begrenzingen der oceanen en zeeën, d.w.z. de kustlijnen; in de tweede plaats de afdrijvende kracht veroorzaakt door de draaiing der aarde (de Coriolis-kracht).
De wind kan óf direct, ter plaatse, de stroom bepalen, óf indirect, op een afstand. In het eerste geval spreekt men van een driftstroom. In het eenvoudigste geval, wanneer het water alle kanten uit kan en voldoende diep is en de wind constant, wijkt een driftstroom ten gevolge van de Corioliskracht aan het oppervlak ca 450 af van de windrichting en wel op het N. Halfrond naar rechts, op het Z. Halfrond naar links (ondersteld dat we niet te dicht bij de evenaar zijn, alwaar complicaties optreden); in de diepte wijkt de stroomrichting nog verder van de windrichting af. De gehele driftstroom is in hoofdzaak beperkt tot de bovenste 100 of 200 m water; verder z driftstroom.
Waar de driftstroom afhangt van een groot, kringvormig windsysteem om een hogedrukgebied, bijv. om een van de grote, standvastige, subtropische hogedrukgebieden die op de oceanen voorkomen, daar ontstaat door de afwijking van de stroom een ophoping van water in het midden van dit systeem, waardoor een drukverval naar buiten optreedt, die de Coriolis-kracht tegenwerkt en het water verhindert naar binnen te lopen. Zo resulteert daar dan een stroom om dit hogedrukgebied heen, ongeveer in de richting van de wind (deze waait inmiddels zelf iets naar buiten). Op beide Halfronden heeft elk der Oceanen zulk een groot stroomsysteem, om het subtropische hogedrukgebied heen. Op het Z. Halfrond hangen de drie stroomsystemen aan hun zuidzijde samen door de grote westenwind-driftstroom, die het gehele Halfrond omspant. Waar een standvastige wind min of meer evenwijdig aan een kust waait en wel op zodanige wijze, dat de Coriolis-kracht het water van de kust afdrijft — bijv. op het N.
Halfrond bij een noordelijke wind langs de westkust van een vasteland — daar treedt aan de kustzijde een verlaging van het zeeniveau en over het geheel dus een zodanige (kleine) helling van de zeespiegel op, dat er een drukkracht naar de kust toe werkt. Hierdoor wordt de afdrijvende Coriolis-kracht gedeeltelijk gecompenseerd; anderdeels wordt er echter ook, ter compensatie van het langzaam zich van de kust af bewegende water, water van onderop aangevoerd: koud opwelwater, z opwelling.
Indirect reikt de invloed van de wind veel verder dan de plaatsen waar hij overheen waait. Zo zijn bijv. de bovengenoemde subtropische hogedrukgebieden niet zo standvastig van ligging dat daardoor aan de westzijde van de oceaan op subtropische breedten altijd poolwaartse winden zouden waaien. De aan de zijde van de evenaar westwaarts waaiende passaatwinden zijn echter wél standvastig en het water dat daardoor naar de westkant van de oceaan wordt gedreven moet ergens heen: het wijkt voor een belangrijk deel poolwaarts uit; op het N. Halfrond dus noordwaarts, ook al drijven geen zuidenwinden het daar voort. Men noemt een aldus veroorzaakte zeestroming wel een „stuwstroom”. Zo wordt in de Atlantische Oceaan door de passaten het water voor een groot deel de Golf van Mexico binnen gestuwd, vanwaar het door de Straat van Florida naar het N. ontwijkt: de Golfstroom.
Aan de andere zijde moet het water dat door de passaten westwaarts gedreven wordt ook ergens vandaan komen: aan de oostzijde van de oceaan moet het aangevuld worden en dit geschiedt voor het grootste deel uit het N. resp. (op het Z. Halfrond) uit het Z.; zo sluit zich daar dus de kringloop, ook al zouden daar geen winden evenaarwaarts waaien. In dit geval noemt men de stroom wel een „compensatiestroom”. Een combinatie van stuwen compensatiestroom is de Aequatoriale Tegenstroom, die tussen de beide passaatgordels in oostwaarts stroomt en aldus een deel van het door de passaten westwaarts gedreven water binnendoor terugbrengt.
De boven besproken voorbeelden van direct of indirect van de wind afhangende stromen zouden nog met vele vermeerderd kunnen worden. Een beknopt overzicht van de voornaamste zeestromen volgt aan het slot.
Er is reeds gewezen op de werking van de afdrijvende kracht der aardrotatie. Deze horizontale Coriolis-kracht, die evenredig is met de sinus van de geografische breedte en bij de evenaar dus verdwijnt, is in het algemeen oorzaak dat het zee-oppervlak een flauwe helling dwars op de stroomrichting aanneemt. Is deze zodanig dat het hierdoor ontstane drukverval de Coriolis-kracht juist compenseert, wat dikwijls min of meer het geval is (men spreekt dan wel van een gradiëntstroom), dan is deze helling te berekenen als de stroom gemeten is of de stroom te berekenen als de helling gemeten is.
Dit laatste is nu in volle zee niet mogelijk, daar de helling hoogstens van de orde van 2 cm per km is. Doch onder het stromende bovenwater is veelal rustend, kouder dieptewater aanwezig; dan gaat ook de grenslaag daartussenin scheef staan met een véél grotere helling en deze is wél te meten, door middel van waarnemingen van temperaturen en zoutgehalten in de diepte. Uit laatstgenoemde helling, of meer algemeen gesteld: uit de hellingen van de vlakken van gelijk s.g. in de zee, valt dan de kleine helling van het zee-oppervlak te berekenen (evenals de hellingen van vlakken van gelijke druk op verschillende diepten in de zee; z gradiënt) en daaruit dus vervolgens de oppervlaktestroom (én de stroomwaarden op verschillende diepten). Deze methode gaat op te korte afstand van de evenaar niet op, omdat daar de Coriolis-kracht te klein is in verhouding tot andere krachten.
Het feit dat de afdrijvende kracht van de aardrotatie toeneemt van de evenaar naar de pool is indirect, in samenwerking met de zijdelingse „wrijving” die een zeestroming aan de rand van een oceaan ondervindt ten gevolge van de aanwezigheid van de kust (bijv. de oostkust van Amerika), oorzaak van de merkwaardige onsymmetrie die de boven besproken grote rondgaande stroomstelsels op de oceanen vertonen, onsymmetrie die hierin bestaat dat de poolwaartse tak aan de westzijde — zoals bijv. de Golfstroom langs de Amerikaanse kust, de Koero Sjio langs Japan en de Agulhas-stroom langs de oostkust van Zuid-Afrika — zoveel meer geconcentreerd en dus sterker is dan de corresponderende terugkerende tak aan de oostzijde van de oceaan.
In verband met hun invloed op het klimaat onderscheidt men wel koude en warme zeestromen. De woorden „koude” en „warme” betekenen hier dat het door de zeestroming aangevoerde water ter plaatse kouder, resp. warmer is, dan de verdere omgeving. Warme zeestromingen maken een klimaat behalve relatief warm, of zacht, ook veelal regenrijk, aangezien een warmtebron onder de atmosfeer bevorderlijk is voor opstijgende luchtbewegingen en voor een relatief lage gemiddelde luchtdruk (z Golfstroom en el Nino). Koude zeestromingen gaan dikwijls gepaard met een regenarm klimaat.
Overzicht der stromingen aan het zeeoppervlak
Het best bekend zijn de zeestromingen in de Atlantische Oceaan. Hier gaan tussen 20° N.Br. en io° Z.Br. een Noordelijke en een Zuidelijke Equatoriale Stroom van de Afrikaanse kust westwaarts, in het O. gescheiden door een W.-O. gerichte tegenstroom, de Guineestroom. Bij Kaap San Roque splitst zich de Zuidelijke Equatoriale Stroom en gaat een deel als Braziliaanse Stroom zuidwaarts langs de kust van Zuid-Amerika tot nabij 40° Z.Br., ofschoon hij reeds eerder begint af te buigen naar het O. Hier ontmoet hij de koude noordwaarts gerichte Falklandstroom, die gedeeltelijk er onder duikt, steekt samen met de Westenwinddrift over naar Afrika, waarlangs de Benguelastroom in noordelijke richting langs de westkust van Afrika het oorspronkelijk equatoriale water naar zijn oorsprong terugvoert. De andere tak van de Zuidelijke Equatoriale Stroom gaat langs de noordkust van Zuid-Amerika en verenigt zich met de Noordelijke Equatoriale Stroom; samen gaan zij deels door de Caraïbische Zee en de Golf van Mexico, deels als Antillenstroom langs de buitenzijde der Westindische eilanden. Het water dat de Golf van Mexico binnenstroomde, verlaat deze weer door de Straat van Florida als Floridastroom; in het nauwste deel van de Straat (tussen Florida en de Bahama’s, breedte 80 km, grootste diepte 800 m) bereikt de stroom een snelheid van 90 zeemijlen per etmaal. Deze Floridastroom, verderop Golfstroom genoemd, verenigt zich met de Antillenstroom en loopt tot Kaap Hatteras dicht onder de Amerikaanse kust langs.
De snelheid blijft groot. Het Golfstroomwater is warm, van hoog zoutgehalte en donkerblauw van kleur. Bij Kaap Hatteras verlaat de stroom de kust en gaat ten slotte over in de Atlantische Stroom, die veel breder en langzamer is en onder invloed van de heersende zuidwestelijke tot westelijke winden verkeert. Een gedeelte van deze aanvankelijk oostelijke stroming buigt ten W. van Portugal zuidwaarts om en keert als Kanarische of Noordafrikaanse Stroom naar de Noordelijke Equatoriale Stroom terug. Op deze wijze ontstaat in de Noordatlantische Oceaan een gesloten kringloop, waarbinnen het water vrij rustig is, doch plaatselijk ook een zekere convergerende beweging vertoont, wat daar tot een langzaam neerdalen van water voert. Het andere deel van de Atlantische Stroom, populair ook Golfstroom genoemd, steekt van Newfoundland scheef over de Noordatlantische Oceaan, splitst een zijtak af langs IJslands zuidkust, de Irminger-Stroom, en loopt voor het overige door tot bij Nova Zembla en Spitsbergen.
Op drie plaatsen komt de Golfstroom met koude stromen uit de Poolzee in aanraking, met de Labradorstroom, de Oost-Groenlanden de Oost-IJslandstroom.
In de Grote Oceaan hebben wij een soortgelijke toestand als in de Atlantische, nl. ook hier twee equatoriale stromen, over veel grotere lengte dan in de Atlantische Oceaan gescheiden door een Equatoriale Tegenstroom. Uit de Noordelijke Equatoriale Stroom komt de Koero Sjio (Zwarte Stroom, wegens zijn donkerblauw gekleurd water) voort, die oostwaarts ombuigt (Noordpacifieke Stroom) en als Californische Stroom naar de evenaar terugkeert, hoewel de afbuiging naar de Noordelijke Equatoriale Stroom reeds op 350 N.Br. begint. Koude stromen komen hier niet uit de Poolzee, maar uit de randzeeën van Oost-Azië; de voornaamste draagt de naam Oya Sjio. Uit de Zuidelijke Equatoriale Stroom komt de Oostaustralische Stroom voort, die naar het O. ombuigt, weer versterkt wordt met water van de Westenwinddrift, terwijl de koude Perustroom langs de westkust van Zuid-Amerika noordwaarts loopt.
In de Noord-Indische Oceaan waait geen bestendige passaatwind, maar heersen de met het halfjaar afwisselende moessons, vandaar dat hier de zeestromen eveneens met het halfjaar van richting wisselen. Daarnaast zijn in onze winter de Noordelijke Equatoriale Stroom en de Tegenstroom en het gehele jaar de Zuidelijke Equatoriale Stroom in het passaatgebied van de Zuid-Indische Oceaan wel ontwikkeld. De laatstgenoemde buigt voor een deel voor Madagascar naar het Z. af, loopt echter voor het overige tot bij de kust van Afrika, waar hij in onze zomer gedeeltelijk noordwaarts afbuigt als Somalistroom, voor het overige naar het Z. gaat, overgaande in de sterke Agulhasstroom. Hieraan aansluitend loopt een groot deel van het oorspronkelijk equatoriale water langs de noordflank van de brede Westenwinddrift terug naar het O., waar ten slotte langs Australië de Westaustralische Stroom noordwaarts loopt.
In de Zuidelijke Ijszee beweegt zich langs de rand van het Zuidpoolcontinent een in hoofdzaak oostwaartse oppervlaktestroming.
PROF. DR P. GROEN
Lit.: (betreff. de Golfstroom): H. Chapin en F. G. Walton Smith, The Ocean River (New York 1952); H. Stommel, The Gulf Stream, The Scient. Monthly LXX, No 4 (1950); (Zuidelijke Noordzee): Min. v.
Marine, Afd. Hydrografie, Stroomatlas voor de Nederlandse kust (’s-Gravenhage 1951). Overigens: z literatuur bij zee.
