Suprafaţa oceanelor este dominată de mari sisteme circulatorii iniţiate de distribuţia inegala a radiaţiei solare pe suprafaţa terestră. Între cele mai importante efecte ale acestei situaţii, cu consecinţe directe asupra circulaţiei oceanice globale se numără configurarţia modelului circulaţiei atmosferice care controlează sistemul curenţilor oceanici generaţi de vânt şi diferenţele zonale de temperatură şi salinitate care generează curenţii termohalini.Curenţii oceanici reprezintă aşadar rezultatul efectelor combinate ale mişcărilor termohaline şi ale celor generate de vânt.În general există o analogie între circulaţia oceanică şi circulaţia atmosferică determinată de cantitatea mare de energie solară pe care Pământul o primeşte la Ecuator şi de scăderea acesteia către Poli. În paralel are loc încălzirea apei oceanice la latitudini mici şi răcirea acesteia în deplasarea către Poli unde mişcarea curenţilor se inversează astfel încât curenţii de apa rece se întorc spre Ecuator. Aceşti curenţi acţionează ca un sistem vast de echilibrare a fluxului de căldură la suprafaţa terestră, exercitând o influenţă majoră în distribuţia climatelor terestre.

CURENŢII DE SUPRAFAŢĂ INDUŞI DE VÂNT

Acţiunea vântului asupra suprafeţei oceanice determină deplasarea apei de la suprafaţa oceanului (cca. 400m adâncime) cu efecte atât în plan orizontal cât şi în plan vertical.În largul oceanului, forţa vântului reprezintă principala cauză care imprimă deplasarea circulară sau sub formă de gire a curenţilor oceanici în orizonturile superioare. Forţa motrice a girelor oceanice este reprezentată în principal de vânturile de NE şi SE (alizeele) din zona intertropicală, care genereaza curenţii ecuatoriali asupra cărora acţionează spre marginea vestică a bazinelor oceanice, de unde sunt deviaţi apoi către Poli sub formă de curenţi marginali de Vest (ex. C. Golfului, C. Kuroshivo, C. Agulhas). În deplasarea lor către Poli, de-a lungul marginilor geografice vestice, curenţii marginali de vest întâmpină acţiunea vânturilor de vest, între 40º şi 60º lat. N şi S, care determină devierea acestora către est. Forţa Coriolis si barierele reprezentate de continente contribuie la întoarcerea acestor curenţi spre Ecuator, sub formă de curenţi reci, cunoscuţi sub numele generic de curenţi marginali de est care marchează închiderea girelor oceanice (ex. C. Benguela, C. Peru, C. Californiei, C. Canarelor).Sub efectul combinat al forţei Coriolis, care creşte odată cu latitudinea şi al marginilor geografice ale bazinelor oceanice centrele girelor atmosferice şi ale celor oceanice nu coincid; centrele girelor atmosferice tind să se deplaseze către est în timp ce girele oceanice tind să se deplaseze către vest. Ca urmare, curenţii iniţiaţi în zona ecuatorială, specifici părţii de vest a oceanelor (curenţii marginali de Vest) sunt curenţi calzi, mai rapizi, mai intenşi şi mai adânci decât curenţii marginali de est, orientaţi către Ecuator, care sunt reci, lenţi, largi, superficiali şi difuzi. Curenţii marginali de Vest şi Curenţii marginali de Est alcătuiesc sistemul girelor subtropicale şi reprezintă caracteristica dominantă a circulaţiei de suprafaţă în bazinele oceanice. Acestea se deplasează în sensul acelor de ceasornic în emisfera nordică şi în sens invers acelor de ceasornic în emisfera sudică. La latitudini subpolare, circulaţia oceanică este dominată de girele subpolare generate de vânturile subpolare de est, care deplasează masele de apă superficiale spre vest, în sens opus girelor subtropicale adiacente.

SPIRALA ŞI TRANSPORTUL EKMANSub influenţa forţei Coriolis, acţiunea constantă a vântului asupra orizontului oceanic superior generează mişcarea acestuia pe o traiectorie diferită faţă de cea a vântului, deviată la aproximativ 45º spre dreapta în emisfera Nordică şi spre stânga în Emisfera Sudică. Această mişcare este transmisă apei la adâncimi succesive imprimând devierea treptată a direcţiei de deplasare a apei sub un unghi care creşte progresiv odată cu adâncimea, până la un nivel la care direcţia de deplasare a apei devine opusă direcţiei vântului. Concomitent cu creşterea unghiului de deviere a curentului odată cu creşterea adâncimii apei are loc reducerea vitezei de deplasare a apei. Adâncimea la care direcţia de deplasare a curentului de apă este opusă direcţiei de deplasare a curentului în orizontul superior se numeşte adâncimea influenţei fricţionale şi reprezintă măsura adâncimii până la care vântul afectează mişcarea apei. Orizontul în care deplasarea apei este influenţată de acţiunea vântului poartă denumirea de orizontul Ekman. Baza coloanei de apă pusă în mişcare de vânt variază în funcţie de viteza şi persistenţa vântului şi este considerată a fi la aproximativ -100m. Transportul net de apă se face la 90º spre dreapta în Emisfera Nordică şi invers în Emisfera Sudică. Viteza de deplasare a curentului rezultat este de 2-3% din viteza vântului generator. Într-un caz ideal în care coloana de apă nu este traversată de schimbări bruşte de densitate, salinitate sau temperatură (absenţa picnoclinei sau a temoclinei), reprezentatrea în profil tridimensional a direcţiei şi a vitezei curenţilor iniţiaţi la adâncimi succesive sub orizontul superficial formează o spirală, cunoscută în literatura de specialitate sub denumirea de spirala Ekman. Această denumire provine de la numele fizicianului care în (1890,1905) a formulat teoria cantitativă a circulaţiei generate de vânt în orizontul superior. Ekman a dezvoltat aceasta teorie pornind de la observaţiile făcute de exploratorul norvegian Fridtjof Nansen în timpul expediţiei desfăşurate în anul 1890 în apele Oceanului Arctic asupra derivei gheţurilor sub acţiunea vântului. Nansen a constatat devierea puternică a icebergurilor în partea dreaptă în raport cu direcţia de manifestare a vântului, intuind o explicaţie pentru fenomenul observat mai degrabă în deflectarea maselor de apă în care se află cea mai mare parte a icebergului, decât în acţiunea vântului care se manifestă direct pe o suprafaţă mult mai mică a acestuia. Ekman (1905) a explicat fenomentul observat de Nansen ca fiind rezultatul forţei Coriolis (ex. efectul generat de rotaţia Pământului asupra corpurilor aflate în mişcare pe suprafaţa lui).

Figura XXX redă imaginea tri-dimensională a spiralei EkmanFenomenele de upwelling şi downwelling reprezintă mişcări de compensare generate de deplasarea orizonturilor de apă superioare sub acţiunea vântului sau a diferenţei de temperatură şi salinitate. Sunt cunoscute mai multe tipuri de upweeling: u.costier, u. ecuatorial, u. specific oceanului sudic, u. generat de ciclonii tropicali. Între acestea, upwellingul costier a fost cel mai mult studiat datorită accesibilităţii şi importanţei pe care o are asupra producţiei de peşte pelagic şi implicit asupra pescuitului în zona de coastă. Fenomenul de upwelling reprezintă advecţia unei mase de apă rece şi densă de pe fundul mării la suprafaţă în tendinţa de înlocuire a masei de apă caldă din orizontul superior dislocată spre larg sub acţiunea vântului. Temporar, advecţia de mase de apă reci din adânc se poate produce în cazurile în care vântul bate spre larg (offshore). Fenomenul se produce cu regularitate în situaţiile în care vântul acţionează asupra curenţilor de ţărm-

oceanici şi sub influenţa forţei Coriolis, devierea la 45º spre dreapta în EN şi spre stânga în ES coincide cu largul oceanic. Producerea fenomenului de upwelling este semnalizată de o scădere bruscă şi consistentă a temperaturii orizontului superior al apei (ex. aproximativ 100C în intervalul a 1-2 zile), însoţit adesea de apariţia ceţii. Pe lângă condiţiile favorabile de vânt, manifestarea upwelling-ului este condiţionată de configuraţia batimetrică şi stratificaţia termică a apei. În urma studiilor efectuate asupra acestui fenomen în Marea Baltică s-au observat următoarele caracteristici:

Mişcarea pe verticală: 10-5-10-4 m/s sau 1-10m/zi Scara orizontală: 10-20 km spre larg; 100km în lungul ţărmului (în funcţie de

configuraţia liniei ţărmului) Schimbarea de temperatură: 10-50 C zi; gradientul termic: 1-50C/km Durata: câteva zile-o lună.

Pe litoralul românesc al Mării Negre...................

Marile sisteme de upwelling costier se dezvoltă în legătură cu modelul general al circulaţiei atmosferice şi oceanice.Un caz special îl reprezintă marginea estică a bazinelor oceanice, unde vânturile alizeele (vânturi care bat dinspre latitudini mai mari spre Ecuator), se manifestă paralel cu marginile continentelor, generând principalele ecosisteme asociate fenomenului de upwelling: Iberic, Vest African, Californian, Peruvian). În această situaţie transportul Ekman din orizontul superior va îndepărta masa de apă din apropierea liniei apei spre larg, acest fenomen fiind însoţit de advecţia unei mase de apă situată imediat sub stratul Ekman (vezi subcapitolul). Lăţimea zonei de manifestare a fenomenului în zona intertropicală este în general de 100km, iar viteza cu care se face acest schimb de mase de apa este de 5-10m-zi. Adesea, această schimbare a maselor de apă este însoţită de o reîmprospătare a concentraţiei de nutrienţi (fosfaţi, nitraţi, silicaţi, etc) necesari producţiei biologice. Astfel, principalele regiuni piscicole la nivel mondial sunt asociate cu aceste ecosisteme, contribuind cu aproximativ 17 % la producţia mondială de peşte comercializat.

La nivel global, alizeele ( bat spre vest in emisfera Nordica si spre est in Emisfera Sudica) controleaza deplasarea orizontala catre poli a curentului Ekman in regiunile tropicale Atlantice si Pacifice si determina deplasarea spre Ecuator a curentilor la latitudini mari.

Upwelling-ul ecuatorial reprezintă mişcarea de ridicare a apei de-a lungul Ecuatorului în tendinţa de compensare a maselor de apă deviate spre latitudini mai mari de efectul pe care mişcarea de rotaţie a Pământului (ex. forţa Coriolis) o exercită asupra curenţilor Ecuatoriali îndreptaţi spre Vest.

CURENŢII GEOSTROFICISistemul de vanturi care actioneaza la suprafata Pamantului pun in miscarea apa la suprafata oceanica sub forma unor gire girculare. Apa se poate inalta literalmente in centrul girelor subtropicale cu aproximativ 2m. Punctul maxim al acestei inaltari este situat aproape de marginea vestica a girei, datorita miscarii de rotatie (catre est) a Pamantului. Teoretic, curentul geostrofic ar trebui imaginat sub forma unui curent care se deplaseaza in jurul acestei inaltari, rezultat din echilibrul dintre 1) forta Coriolis care

iminge apa catre apexul inaltarii prin transportul Ekman si 2) forta de gravitatie care induce deplasarea apei catre baza ridicaturii de apa. Forta Coriolis este din ce in ce mai puternica spre Poli. Astfel, masele de apa care se deplaseaza catre est la latitudini mari suporta o intoarcere mai puternica spre ecuator decat intoarcerea spre latitudini mai mari a maselor de apa care se deplaseaza catre vest la Ecuator. Acest lucru determina in cadrul girelor subtropicale deplasarea lenta a unui volum mai mare de apa catre Ecuator si forteaza impingerea apexului inaltarii geostrofice de apa spre Vest. Acest fenomen este cunoscut sub denumirea de intensificare vestica manifestata in principal sub forma curentilor marginali de vest, rapizi si calzi indrepatati catre Poli, in lungul pantei vestice, mai abrupte a inaltarii geostrofice. Pe panta esticase dezvolta un drift mai lent de apa rece indreptat catre Ecuator (Thurman, 1994).

CIRCULAŢIA MERIDIONALĂ DE RETUR (COMPENSAŢIE), cunoscută şi sub denumirea de circulaţie termohalină reprezintă un sistem complicat de curenţi verticali şi orizontali asociat cu formarea maselor de apă de adâncime din Atlanticul de Nord (North Atlantic Deep Water), deplasarea maselor de apă adânci din regiunea de formare spre sud, către Ecuator şi în lungul acestuia şi a maselor de apă caldă din orizonturile superioare înapoi spre Nord.

CURENŢII TERMOHALINIReprezintă mişcările atât verticale cât şi orizontale ale apei determinate de diferenţele de temperatură şi salinitate dintre mase de apă diferite. In oceane, circulatia termohalina este datorata cresterii densitatii apei la suprafata, fie direct prin racire sau indirect cand apa ingheata, degajand sare care contribuie la cresterea densitatii apei neafectata de inghet. In Atlanticul de Nord, racirea apei in timpul iernii este considerate a fi responsabila pentru afundarea apei la adancimi considerabile. In Ocenaul Antarctic, efectul de inget este importat. Gheata de mare nu este gheata pura deoarece o cantitate de sare este de obicei inclusa printre cristale, dar este de obicei mai putin sarata decat apa de mare din car s+a format. Apa ramasea este de aceea mai sarata si mai densa decat inainte, fapt ce va dermina afundarea acesteia. În absenţa vânturilor, intensitatea ridicată a radiaţiei solare în zona ecuatorială ar trebui să detemine expansiunea şi mişcare apei mai calde şi mai uşoare către Poli concomitent cu returnarea apei mai reci şi mai dense spre Ecuator sub formă de curenţi de subsuprafaţă. În realitate, influenta evaporatiei intense din zona ecuatoriala asupra densitatii apei este depasita de acest model este puternic influenţat de modelul general al circulaţiei atmosferice.Diferenţele de densitate de la suprafaţa oceanului, determinate de distribuţia zonală a radiaţiei solare si a salinităţii generează sisteme circulatorii de mari dimensiuni cu desfaşurare verticlă. O caracteristica a circulatiei termohaline in oceane este ca origineaza ca circulatie verticala scufundandu-se la adancimi medii sau chiar pe fundul bazinului oceanic., urmat de scurgere orizontala. Studiile intreprinse de Stommel (1958) sugereaza ca mecanismul de baza pentru initierea circulatiei termohaline si mentinerea termoclinei este reprezentat de afundarea apei in principal la limitele de N si S ale Oceanulul Atlantic. Masele adanci de apa dislocate se

raspandesc apoi in cele trei oceane majore unde eventual se ridica la suprafata. Scufundarea apei are loc tipic in apropierea marginilor bazinelor oceanice (Marea Weddel, Marea Ross) si in largul oceanic (Marea Groenlandei, Marea Labrador) unde sarea eliberata in urma inghetarii apei contribuie la cresterea densitatii apei si la afundarea acesteia. Deplasarea apei reci formate in zonle polare ale Oceanlui Atlantic spre latitudini mai mici se face in partea se vest a bazinului. Magnitudinea acestor curenti este de 10-20 Sv (1Sv= 106m3-s) in Atlanticul de Nord şi 20-40 Sv in Altanticul de Sud. Din cadrul acestor curenti vestici adanci se desprind curenti geostrofici mai lenti care se raspandesc in adancime spre centul bazinului oceanic alimentand cu apa rece miscarea spre suprafata a apei rece pa latituni mici si medii, necesara mentinerii termoclinei la o adancime relativ constanta. Curentii marginali de vest care se manifesta la adancimi mari sunt mai lati decat curentii marginali de vest de la suprafata. Estimarile privind viteza de deplasare pe verticala (Stommel şi Arons, 1960b) presupun viteze medii de deplasare pe verticala (spre suprafata) de 5cm-zi.O crestere a salinitatii se produce datorita procesului de evaporatie intre tropice in largul oceanelor datorita radiatiei solare intense dar cresterea densitatii este compensata de temperatura ridicata a apei astfel incat masele de apa mai sarata se afunda doar pana la adancimi moderate dand nastere maselor tropicale de apa cu salinitate ridicata la adancimi cuprinse intre 1 şi 300m. Principalele caracteristici ale circulatiei termohaline:1. Stratul de apa de la suprafata din partea de N a Atlanticuli de Nord se raceste si se scufunda formand stratul de apa rece de adancime. Stratul rece nou format se deplaseaza spre bazinul sudic al Atlanticului, Oceanu Indian si Oceanul Pacific ca parte integranta a sistemului de circulatiei termohalin. Stratul de apa rece de adancime se transforma intr-un strat superior de apa calda care se intoarce din Oceanul Pacific si din Oceanul Indian in Ocenaul Atlantic prin partea de S a Africii. Deplasarea spre N a apei calde in stratul superior si deplasarea spre S a apei reci de adancime in Atlantic da nastere unui flux de caldura orientat spre N in Oceanul Atlantic.Circulatia termohalina consta in

1. formarea maselor de apa adance: afundarea maselor de apa asociata convectiei, proceselor de amestec. Marea Groenlandei , Marea Norvegiei, Labrador, Mediterana, Weddell si Ross.

2. raspandirea apelor adanci (ex., Masele de apa adanci Nord Atlantice, NADW si Masele de apa adanci Antatctice, AABW), sub forma de curenti marginali de vest (DWBC).

3. Ridicarea la suprafata a apelor adanci: dificill de investigat si greu de localizat. Se presupune ca are loc in principal in regiunea curentului circumpolar Antarctic sub actiunea vantului(ex. Divergenta Ekman).

4. Curentii de subsuprafata : necesari pentru a incheia circulatia. In Oc. Atlantic, curentii de suprafata, care compenseaza deplasarea Maselor de Apa Adanci Nord Atlantice sunt reprezentati de C. Benguelei care se manifesta in lungul coastelor Sud Africane, C. Golfului si C. Nord Atlantic care se raspandeste in marile Nordice in lungul coastelor Scandinave. (Este de retinut faptul ca curentul Golfului este generat in principal de vant, ca parte componenta a girei subtropicale. Circulatia termohalina contribuie in proportie de doar 20% la C. Golfului)

Cercetari recente arata ca incalzirea globala poate afecta circulatia termohalina in prin incalzirea orizontului oceanic superior si prin aport de apa dulce provenita in principal din topirea ghetii polare. Ambii factori reduc densitatea orizontului superficial la latitudini mari si impiedica formarea maselor de apa adanci. Acest lucru poate contribui la incetinirea circulatiei termohaline si la producerea unei schimbari a climatului global (Broeker, 1987, Rahmstorf, 1999)

Curentii din Oceanul PACIFIC

Circulatia in Pacificul de NordCel mai important element al sistemului circulator pacific il constituie gira subtropicala din Emistefa Nordica. Aceasta este alcatuita din Curentul Ecuatorial de Nord, care atinge valori maxime in apropierea paralelei 150N, C. Filipinelor, C. Kuroshio, C.Nord Pacific si C. Californiei. In schimb, sistemul circular al curentilor in zona subtropicala din Emisfera Sudica este mult mai slab, in special la est de meridianul 1800 V. Componentele majore ale girei subtropicale sudice in Oceanul Pacific sunt reprezentate de Curentul Ecuatorial de Sud centrat in jurul paralelei 150 S si C. Chile/Peru. Curentii marginali vestici din lungul coastelor Australiei si Noii Zeelande se impart in apropierea paralele de 18 0 S intr-o ramura sudica, care se deplaseaya de-a lungul coastelor est Australiene si o ramura nordica, strabatand Marea Coralilor si estul insulei Papua Noua Guinee. Gira subtropicala sudica alimenteaya de asemenea contracurentul ecuatorial care se manifesta in apropierea paralelei 50 N. Pozitia curentului coincide cu cea a zonei de calm ecuatorial unde se deplaseaza impotriva vanturilo foarte slabe specifice locatiei. In apropierea paralelei 50°N se manifesta un curentii componenti ai girei subpolare. In cadrul acestui sistem transportul catre est al maselor de apa este realizat de Curentul Nord Pacific. Miscarea circulara este completata catre poli si mai departe inapoi spre vest de C. Alakai, C. Kamchatka şi C. Oyashio.Gira Nord Pacifica este initiata de Curentul Ecuatorial de Nord, indreptat spre Vest, generat la randul lui de vanturile alizee care se manifesta in zona subtropicala din emisfera nordica dinspre NE intre paralelele de ....

La contactul cu marginile vestice ale bazinului oceanic se imparte, o parte din volumul de apa transportat indreptandu-se spre Sud alimentand Contra Curentul ecuatorial de Nord si cealalta parte spre N, continuand spre NE in apele Japoniei, sub forma curentului Kuroshio (echivalentul C. Floridei, in Oceanul Atlantic). Isi are originea in ramura nordica a Curentului Ecuatorial de Nord care se divide in apropierea marginii vestice a Oceanului Pacific. In partea de E a arhipelagului Filipinez Ramura sudica, curentul Mindano se intoarce treptat spre E pentru a se alipi Contra Curentului Ecuatorial de Nord.

Se manifestă în lungul coastelor Filipineze şi Taiwaneze. Influenţa asupra climatului şi activitatilor marine.Curent marginal de Vest relationat cu circulatia oceanica la scara mare. Puternic influentat de topografia locala datorita latimii reduse. Din C. Kuroshio se desprind alti curenti importanti: C. Tsushima separat de curentul Kuroshio in apropierea paralelei 290N.Patrunde in M. Japoniei prin str. Korea si este prezent in modelul

circulatiei doar iarna. In apropierea meridianului de 1700E se curbeaza catre E, parasind apele japoneze, acest segment purtand denumirea de Extensi Kuroshio, fiind echivalentul C. Golfului din Ocenaul Atlantic. Segmentul care mai departe traverseaza spre NE Oceanul Pacific poarta denumirea de Curentul Pacificului de Nord. Volumul de apa transportat de C. Kuroshio este de 40Sv, iar cel al Extensiei Kuroshio de 65Sv, fiind comparabile cu volumul transportului de apa efectuat de C. Floridei si C. Golfului. O contributie important la Curentul Nord Pacific o are C. Oyashio provenit din Marea Bering si partial din Marea Ohotsk. In apropierea continentului Nord American, la aproximativ 450N vara si 500N iarna, CNP se imparte intr-un segment indreptat spre Sud, C. Californiei care ajunge sa alimenteze partial Curentul Ecuatorial de Nord si un segment indreptat spre N, C. Alaskai.

Curentii marginali de Vest Kuroshio si Oyashio sunt indusi de vand facand parte din sistemele de circulatie giratorie subtropicala si subatlantica. Traducerea japoneza a denumirii curentului Kuroshio inseamna literal curentul negru (kuro=negru, Shio=curent) si se datoreste culorii ultramarine a apei asociata procesului dominant de downwelling care are loc la latitudii subtropicale in Pacificul de Nord. Aceste ape se caracterizeaza printr-o productivitate biologica redusa si absenta suspensiilor minerala sau organice. Regiunea subarctica a Pacificului de Nord este dominate de procese de upwelling si de ape bogate in nutrienti care alimenteaza curtentul Oyashio din Nord, justificand astfel denumirea curentului, care in limba japoneza inseamna curentul tata (oya= tata, shio= curent).

Sistemul circulatiei ecuatoriale

Sistemul curentului ecuatorial pacific este alcatuit din cel putin patru curenti majori dintre care trei se manifesta in orizontul superficial si al patrulea in stratul de subsuprafata. Cele trei componente majore de suprafata sunt reprezentate de Curentul Nord Ecuatorial care se deplaseaza spre vest intre 200 si 80 N (in mijlocul Pacificului la 1800V), Curentul Sud Ecuatorial carese deplaseza spre vest intre 30 si 100 S si contracurentul ecuatorial de Nord, mai ingust care se deplaseaza spre est intre celelalte. Al patrulea curent, subcurentul ecuatorial se deplaseaza spre est intre 20S si 20N. Sistemul curentului ecuatorial pacific se manifesta pe o distanta de 15000km intre Filipine (la V) si Panama (la E), avand o grosime de 200m si o latime de aproape 400 km.

Circulatia in Pacificul de Sud

Gira subtropicala Sud Pacifica origineaza in Curentul Ecuatorial de Sud, orientat spre Vest care la contactul cu selful arhipelagului Indonezian si al Australiei este deflectat catre Sud, transportand apa calda in largul NE Australian si in Marea Coralilor. Spre S, gira subtropicala Sud Pacifica cuprinde o ramura a Curentului Circumpoala Antarctic, orentata spre est. Gira sudica este inchisa spre V de C. Peru sau C. Humboldt, curent care se formeaza la altitudini mari, tranportand apa rece, cu salinitate redusa spre Ecuator in apropierea caruia se recurbeaza spre V, alimentand CES.

Mările Indoneziene reprezintă singura poartă de comunicare înte două bazine oceanice majore la latititudini tropicale. În medie, nivelul mediu este mai mare în partea de Vest a Oceanului Pacific, în arhipelagul Indonezian în comparaţie cu partea estica a oceanului Idian. Acest gradient de presiune genereaza transportul apei si a proprietăţilor acesteia dinspre Oc. Pacific spre Oc. Indian, cunoscut în literatura de specialitate sub denumirea de curentul de scurgere Indonezian. Masele de apa caldă provenite din Oc. Pacific se răspândesc pe tot cuprinsul mărilor Indoneziene, ramificându-se până în Oc. Indian sub formă de fâşii distincte de apă cu salinitate redusă. Astfel, curentul de scurgere Indonezian reprezintă o parte componentă importantă a rutei de apa caldă în cadrul circulaţiei termohaline având un impact major asupra sistemului climatic regional şi global. Datorită proximităţii Asiei şi Australiei, circulaţia şi transportul maselor de apă în marile Indoneziene prezintă variaţii sezoniere mari datorate influenţei reversibile a regimului eolian regional asociat cu sistemul musonic Australo-Asiatic. În timpul diferitelpr sezoane musonice, mase de apă diferite provenite atat din Oc. Indian cât şi din cel Pacific ajung în arhipelagul indonezian determinând variaţii ale temperaturii şi salinităţii. În cadrul mărilor Indoneziene procesele locale de upwelling şi downwelling associate cu vânturile musonice regionale în combinaţie cu mareele, fluxurile de căldură aer-apa, volumul ridicat de precipitaţii şi cu aportul de apă dulce de pe continent contribuie la schimbarea stratificaţiei termice şi a salinităţii maselor de apă provenite din Oc. Pacific în cadrul mărilor Indoneziene.

Circulaţia în Oceanul Atlantic

Circulaţia în orizontul superior al Oceanului Atlantic constă în două elemente majore reprezentate de cele două sisteme circulatorii anticiclonice cunoscute frecvent sub denumirea de gire. În Emisfera Sudică girele oceanice se manifestă în sens invers acelor de ceasornic iar în Emisfera Nordică, în sensul acelor de ceasornic.

Aceste mişcări circulare sunt determinate de vânturile cunoscute sub denumirea de alizee care se manifestă la latitudini subtropicale, separat, în fiecare emisferă. Cele doua gire subtropicale specifice fiecarei emisfere sunt separate în zona ecuatorială de contracurentul ecuatorial care se deplasează spre est.

Circulatia în Atlanticul de Sud

In Atlanticul de Sud, gira din orizontul superior se extinde intre suprafata pana la adanimea de 200m in apropierea Ecuatorului si pana la -800 m spre limita sa sudica in apropierea Convergentei Subtropicale. Gira subtropicala sudica este generata de vanturile de SE care se manifesta intre Ecuator si paralelele de 100- 150 Salcatuita din mase de apa cu proprietati diferite care se constituie in curnti individuali: C. Ecuatorial, se deplaseaza

spre Vest, catre marginea Americana a Atlanticului se Sud. O parte a acestui curent trece dincolo de ecuator in Atlanticul de Nord. Cealalta pare se intoarce spre Sud, manifestandu-se in lungul Americii de Sud sub forma unui curent cald, cu o salinitate ridicata, cunoscut sub denumirea de C. Braziliei. In apropierea paralelei de 300S acesta se indeparteaza de continet datorita presiunii exerciate de curentul Falkland; acesa este un curent rece care provine din apele antarctice, care se formeaza in apropierea Stramtorii Drake si se deplaseaza de-a lungul coastei Argentiniene spre N pana in apropierea paralelei de 300S. La aceasta latitudine, C. Braziliei este deflectat spre Est, traversand Oc. Atlantic ca parte a Curentului Circumpolar Antarctic, pana in apropierea continentului African este redirectionat catre Nord sub forma unui curent care transporta mase de apa rece provenite in principal din C. Circum Antarctic cunoscut sub denumirea de C. Benguela care inchide gira sud Atlantica. Temporar, C. Benguelei incorporeaza si mase de apa calda provenite din C. Agulhas care se desprind sub forma de inele in momentul in care acesta este deviat spre est.

Circulaţia Ecuatorială Atlantică

La Ecuator Atlanticul măsoară aproximativ 6000km între 100 E şi 450V iar principalii curenţi care se dezvoltă în această zonă sunt reprezentaţi de Contra Curentul Ecuatorial de Nord (CCNE) dezvoltat între paralele de 30-80 N. Capacitatea maxima de transport este de aproxmativ 16 Sv şi este înregistrată în luna August în apropierea meridianului de 300V. Volumul de apă transportat de CCNE descreşte sezonier atingând între 4 şi 10Sv în intervalul Noiembrie –Mai, cele mai mici valori înregistrandu-se la longitudini mai mici de 100V ajungând până la 6Sv în Septembrie şi la 1-2 Sv în intervalul Noiembrie –Aprilie când au loc procese intense de coborâre a maselor de apă sărate şi dense pe fundul bazinului oceanic (downwelling) şi de deplasare spre S sub forma Curentului Ecuatorial de Sud (CES). CES se deplasează către V atingând valori maxime (16Sv) în apropierea meridianului 100V în intervalul Mai-Iunie, scăzând până la 4-9 Sv din Septembrie până în Aprilie, în timp ce la longitudini mai mici de 300V transportul creşte până la 27 Sv datorită ridicării maselor de apă din Sub Curentul Ecuatorial (SCE), scăzând sezonier până la 12-15 Sv din Septembrie până în Aprilie. Curentul Ecuatorial deSud (CES) care este orientat spre V între paralele de 30N şi 80S, (SCE) dezvoltat în orizontul de adâncime cuprins între -50m şi -300m, deplasându-se spre Est la latitudinea Ecuatorului.

Modelul general al Circulaţiei Nord Atlantice

Cel mai proeminent element al circulaţiei oceanice în Atlanticul de Nord este reprezentat de gira subtropicală care se manifestă la N de ecuator în sensul acelor de ceasornic. Cum vânturile alizee care in emisfera Nordică se manifestă între ... dinspre NE şi reprezintă factorul generator al Curentului Ecuatorial de Nord (CEN) se consideră că acest curent reprezintă elementul primar al girei subtropicale nord Atlantice. Acest curent se deplasează către Vest, fiind alimentat dinspre Sud de către o ramura a CES. O parte a fluxului rezultat în urma acestei combinaţii se deplasează spre NV sub forma C. Antilelor iar cealaltă parte, sub influenţa vânturilor de est, pătrunde în Golful Mexic printre insulele caraibe şi canalul Yucatan. Ieşirea din Golful Mexic in Atlanticul de Nord se face printre Peninsula Florida şi Cuba sub forma C. Floridei. În apropierea coastei

Peninsulei Florida, C. Antilelor se alătură curentului Floridei, îndepărtandu-se de coasta Nord Americană în apropierea Capului Hatteras (Deng şi colab., 1996), de unde începe Curentul Golfului (Gulf Stream). Curentul Golfului se deplasează spre NE către Marile Bancuri din Newfoundland până la aproximativ 400, 500V. Dincolo de acest meridian, curentul care continuă spre E şi N poartă denumirea de Curentul Nord Atlantic (CNA). În apropierea continentului European, acesta se împarte într-o ramură NE care se deplasează între Scoţia şi Islanda şi contribuie la circulaţia din mările Norvegiei, Groenlandei şi Arctice. Cealaltă ramură a CNA se deplasează către S în lungul coastelor Iberice şi Nord Africane pentru a completa gira Nord Atlantică şi pentru a alimenta Curentul Ecuatorial de Nord.

Sistemul Curentului Golfului

Se deplasează către N de-a lungul coastelor estice ale Americii de Nord. Este cel mai rapid curent oceanic deplasându-se cu 9km-h. Este generat de vant si de diferenta de densitate a maselor de apă. Se formează în Golful Mexic de unde iese prin apropierea coastei Peninsulei Florida sub forma curentului care poarta aceeasi denumire. Acestuia i se alatură C. Antilelor deplasându-se spre N în largul Oc. Atlanticului. În apropierea Capului Hatteras se recurbează puternic spre E, NE, desprinzânu-se de coastă şi devenind Curentul Nord Atlantic. Acest mecanism este însoţit de formarea unor meandre cu o amplitudine mare generate de procesele de instabilitate barotropică şi baroclinică. Meandre individuale se pot separa de corpul principal al C. Golfului formand insule individuale de apă caldă şi apă rece ( Saunders, 1971; Csanasy, 1979). Insule de apă caldă se desprind de apexul meandrelor în partea de N a C. Golfului separând mase de apă caldă şi sărată din Marea Sargaselor (Parker, 1971). Aceste inele de apă se deplasează spre V atunci când se desprind complet de corpul principal al curentului şi spre est atunci cand raman ataşate de acesta (Fuglister, 1972; Richardson, 1983), acestea avand o influenţă deosebită asupra distibuţiei şi dezvoltării planctonului în regiunile de contact. În timpul acestei deplasări, inelele individuale de apă suportă o mişcare de subsidenţă şi o restrângere a diametrului. Apa de suprafata in Atlanticul de Nord este racita de vanturile arctice. Devine mai sarata si mai densa si se afunda pe fundul oceanic. Apa rece se deplasează spre Ecuator unde se va incalzi. Pentru a inlocui apa rece de adancime din zona ecuatorială, C. Golfului deplasează apă caldă din zona Golfului Mexic spre N in Oceanul Atlantic. C. Golfului transporta apă caldă în partea de NV a Europei, explicând iernile blânde specifice acestei zone. În absenţa acestui aport cotinuu de căldură, se presupune că aceasta zonă ar fi fost mai rece cu 50C. Spre sfâfşitul ultimei Ere Glaciare, când s-a topit masa de gheată care acoperea America, creşterea brusca a volumului de apa dulce a redus salinitatea in orizontul superior al Atlanticului de Nord a contribuit la reducerea procesului de afundare a maselor de apa dense si reci la latitudini polare si deplasarea acestora spre ecuator. Acest lucru a dus sa incetinirea C. Golfului si la scaderea temperaturii on nord-vestul Europei cu 50C in doar câteva decenii. Investigatii recente au aratat ca din 1950 curentul de apa rece din cadrul canalului Faeroe Bank dintre Groenlanda si Scotia a incetinit cu aproximativ 20%. Acest curent reprezintă o sursă de apa rece şi densă care controlează componenta termohalină a C. Golfului. Rapoartele recente ale Panelului Interguvernamental privind Schimbările Climatice (IPCC)

sugerează posibilitatea incetinirii C. Golfului în decursul secolului 21 cu aproximativ 25%.

Circulatia in Ocenul Indian

Circulatia ocenanica in cadrul bazinului Oceanului Indian este contolata de trei elemente: a) gira anticiclonica dominata de vant; b) transferul de apa din cadrul Oceanului Pacific in Oceanul Indian prin pragul indonezian si c) circulatia de fund la care contribuie masele de apa Antarctice, masele de apa rece Nord Atlantice si masele de apa provenite din curentul circum Antarctic care se amesteca si apoi ies din Ocenul Atlantic prin partea sudica, pe unde au intrat, dar pe la suprafata. Datorita configuratiei bazinului oceanic, care difera de cea a Oceanului Atlantic si a Oceanului Pacific prin faptul ca este marginit spre N, la latitudini medii de uscat, circulatia indusa de vant la Ecuator si in partea nordica a bazinului este puternic influentata de sistemul curentilor atmosferici care se dezvolta sezonier intre uscat si apa. O caracteristica important a circulatiei din Ocenanul Indian este data de manifestarea curentilor musonici (in limba araba, muson inseamna vant care se schimba sezonier). Acestia sunt curenti oceanici care prezinta o reversibilitate sezoniera si se manifesta intre Marea Arabiei si Golful Bengal. Curentul Musonic de Vara (CMV) se deplaseaza catre est in intervalul Mai–Septembrie iar Curentul Musonic de Iarna (CMI) se deplaseaza catre vest in intervalul Noiembrie–Februarie. CMI se formeaza la Sud de Sri Lanka in Noiembrie fiind alimentat initial de curentul costier Est Indian (CCEI), ajungand la faza de maturitate in intervalul Decembrie–Martie. CMV se formeaza la Sud de Golful Bengal in luna Mai, atangand stadiul maxim de dezvoltare in luna Iulie in Marea Arabiei.

In timpul musonului NE (Noiembrie-Martie), Curentul Nord Ecuatorial se deplaseaza catre vest intre paralela de 80N si Ecuator. Intre Ecuator si paralela de 80S se manifesta spre est, Contra Curentul Ecuatorial, iar intre 80S si 15 si 200S Curentul ecuatorial de Sud se deplaseaza spre Vest. In itervalul Mai-Septembrie, cand musonul bate dinspre SV, Curentul Nord Ecuatorial se manifesta catre Est. Acesta se combina cu Contra Curentul Ecuatorial si se deplaseaza spre Est inte paralele de 150N si 70S formand Curentul Musonic de SV. Curentul Ecuatorial de Sud se deplaseaza spre V la sud de paralela de 70S si este mai puternic decat in timpul musonului de NE.In intervalul Noiembrie-Martie, in timpul activitatii musonice de NE, Curentul Ecuatorial de Sud ajungand in apropierea coastelor Africane alimenteaza Contra Curentul Ecuatorial la Nord si Curentul Agulhas la Sud. Curentul Agulhas este adanc si ingust, transportand aproximativ 50Sv, atingand temporar maxime de 80Sv. In momentul in care atinge capatul Sudic al Africii, C. Agulhas isi schimba directia spre Est, alaturandu-se Curentului Circumpolar Atlantic. Contactul dintre Oceanul Indian si Oceanul Atlantic reprezinta o regiune importanta pentru circulatia oceanica globala, cur rol cheie recunoscut in climatul global si schimbarile climatice. Recurbarea spre Est a C. Agulhas este insotita temporar de desprinderea unor inele de apa calda care se deplaseaza pe la S de Africa spre Oc. Atlantic, fiind incorporate de curentul rece al Benguelei si tranportate care Euator. Deplasarea acesor inele de apa calda este acompaniata de modificari ale climatului.

Ciclonii tropicali sunt furtuni alimnetate energetic de caldura latenta (ex. Rezultata din condensarea vaporilor de apa) . Furtunile tropicale sunt cicloni tropicali care depasesc viteze de17 m/s. Dezvoltarea si intensitatea ciclonilor tropicali depind de temperaturile mari inregistrate la suprafata oceanelor (cel putin 26.5 °C in orizontul oceani superior), o descrestere puternica a temperaturii aerului odata cu altitudinea. Acesti factori permit miscari convective puternice si procese intense de condens. Initierea unui ciclon tropical necesita un minim de forta Coriolis si o perturbare preexistenta a circulatiei atmosferice (Krinshna, Muni K., 2009).

Curentul Circumpolar Antarctic (CCA) este cel mai puternic curent oceanic generat in principal de vant (asociat Vanturilor de Vest care se dezvolta intre 450 si 550 S), desi influenta acestuia se resimte in majoritatea locatiilor pana pe fundul bazinului oceanic, transportand un volum de apa de aproximativ 130 Sv (106 m3 s−1) prin stramtoarea Drake. Este singurul curent care asigura schimbul de apa intre bazinele oceanice majore (ex. Atlantic, Indian şi Pacific) si implicit curentul care exercita cea mai mare influenta asupra sistemului climatic global.

Este un curent important in intelegerea paleclimatului global si a circulatiei oceanice. Investigatiile oceanografice, geofizice, paleoclimatice si paleobotanice sugereaza aparitia acestui current in Cenozoic, pe masura formarii unor stramtori cel mai probabil rezultate in urma unor prabusiri tectonice care au dus la izolarea Antarcticii de celelalte continente (ex. America de Sud, Africa, Australia). Aparitia acestui curent sub forma unui inel de apa rece in jurul Antarcticii a dus la obturarea fluxului meridional de caldura contribuind astfel la instalarea ghetii Antarctice (Kennet, 1977).

Bibliografie

Broecker, W., Unpleasant surprises in the greenhouse? Nature, 1987. 328: p. 123.

Csanady, G. T., 1779. The birth and death of a warm core ring, Journal of Geophysical Research 84 (C2), pp. 777–780.

Deng, J., Beckmann, A., Gerdes, R., 1996. The Gulf Stream separation problem. În: Krauss, W.(Ed.) The Warmwaters of the North Atlantic Ocean, Gebr. Bonntraeger, Berlin, p. 253-190

Krishn, M.K. 2009. Intensifying tropical cyclones over the North Indian Ocean durin summer monsoon-Global Warming.Global and Planetray Change, 65, 12-16.

Fuglister, F.C., 1972. Cyclonic rings formed by the Gulf Stream 1965–1966. In: A. Gordon, Editor, Studies in Phys. Oceanogr.: A tribute to George Wust on his 80th Birthday, Gordon and Breach, New York, p. 137–168.

Rahmstorf, S., Shifting seas in the greenhouse? Nature, 1999. 399: p. 523-524.

Pickard, G.L. si Emery, W. J.1993. Descriptive Physical Oceanography. An Introduction. Pergamon Press, 320p

Parker, C.E., 1971. Gulf Stream Rings in the Sargasso Sea, Deep Sea Research 18, pp. 981–993.

Richardson, P.L., 1983. Gulf Stream Rings. In: A.R. Robinson, Editor, Eddies in Marine Science, Springer–Verlag, Berlin, p. 19–45

Saunders, P.M., 1971. Anticyclonic eddies formed on the shoreward meanders of the Gulf Stream, Deep Sea Research 18, pp. 1207–1219.

Shankar, D., Vinayachandran, N.P., Unnikrishnan, A. S., 2002. The monsoon currents in the North Indian Ocean. Progress in Oceanography, 52, 63-120.