Jeżeli mówimy o cyrkulacji oceanicznej, to możemy wyróżnić powierzchniową i głębinową. Mapka prądów przedstawia cyrkulację powierzchniową:

Przyczyny cyrkulacji oceanicznej:

• globalna cyrkulacja atmosferyczna (wiatry)

• siła Coriolisa – odchylenie

• siła grawitacji

Powierzchniowa cyrkulacja oceaniczna pokrywa się generalnie z modelowym rozkładem wiatrów na kuli ziemskiej. Jest modyfikowania wskutek istnienia lądów.

Dla przypomnienia. Mamy kulę ziemską ze strefami niskiego ciśnienia na równiku, wyżów na podzwrotnikowych i na potem niżów na 60 stopniu i wyżów na biegunach. To generuje nam przepływ mas ze stref wysokiego do stref niskiego ciśnienia. I odchylane to jest przez silę Coriolisa.

Ruch mas powietrza oddziałuje na swobodną powierzchnię oceanu głównie przez naprężenia styczne do tej powierzchni. Te naprężenia wymuszają poziomy przepływ mas wody. Gdyby nie lądy to cyrkulacja oceaniczna pokrywałaby się zatem z wiatrową.

Przepływ wody jest odchylany jednak od kierunku wiatru. F. Nansen uwięziony na Framie w lodach Arktyki dryfował przez ponad rok. Zauważył, że ruch lodu nie jest równoległy do kierunku wiatru , ale odchylony od niego o 20 – 40° w prawo. Wyjaśnienie naukowe tego zjawiska przyszło od fizyka Walfrida Ekmana. Założenia tej teorii to:

• ocena niekończenie głęboki i nieskończenie szeroki,

• powierzchnia oceanu jest pozioma,

• stała gęstość wód oceanu i

• stały wiatr

Dlaczego ten przepływ w pierwszej warstwie jest odchylony od kierunku wiatru? Przyjmijmy, że wiatr wiejący z v = 1 m/s wygeneruje prąd 0,02 m/s (ok. 2% v wiatru. Odchylenie wywołane siłą Coriolisa wzrasta gdy prędkość przepływu jest mniejsza > Przepływ w każdej kolejnej warstwie jest jeszcze wolniejszy, a zatem odchylenie ciągle rośnie. W efekcie powstaje spirala Ekmana.

Odchylenie przepływu w pierwszej powierzchniowej warstwie wynosi około 45° od kierunku wiatru. Wypadkowy transport w całej warstwie Ekmana jest pod kątem 90° od kierunku wiatru. Grubość warstwy Ekmana to 100 – 200 m. Spąg warstwy jest ustalony na głębokości, przy której woda zaczyna płynąć przeciwnie do kierunku wiatru.

Rzeczywisty ocean jest odległy od ideowego. Głębokość powoduje, że płytkie wody przeciwdziałają rozwojowi pełnej spirali Ekmana.

Gęstość wód nie jest stała i wywołuje cyrkulację głębokowodną. Prądy głębinowe płynące w różnych kierunkach oddziałują na cyrkulację powierzchniową. Mogą wzmagać prędkość i warstwa staje się grubsza.

Teoria Ekmana jest znacząca, bo jeżeli wyobrazimy sobie ocean ograniczony od wschodu i zachodu lądami. Mamy równik (1). Wody zaczynają napływać na siebie. W okolicach 30° wody są wyżej niż na równiku. Oczywiście sytuacja jest symetryczna na obu półkulach.

W efekcie na Atlantyku mamy kopułkę na północy. Prąd płynie dookoła obszaru wyniesionego. Faktyczna cyrkulacja przebiega dookoła. W wyniku znoszenia siły Coriolisa i grawitacji.

Na mapie widzimy obszary elewowane w stosunku do zera o 140 cm, a także obniżenie o prawie 2 m. Czyli różnice dochodzą do ponad 3 m.

I oczywiście to odchylenie od stanu równowagi generuje przepływ. Czyli tam gdzie jest nadmiar, to ciśnienie hydrostatyczne na głębokości z jest większe (2).

p_z = mg = Vρg = zρg (przy założeniu, że rozpatrujemy na jednostkową powierzchnię)

gdzie:

m – masa słupa wody

V – objętość słupa wody

ρ – gęstość wody

g - przyspieszenie ziemskie

Jeżeli to określimy na jakąś odległość i podzielimy przez nią (3) to mamy kąt wychylenia swobodnej powierzchni oceanu od poziomu.

Δp = pB – pA = ρg(z+Δz) – ρgz = ρgΔ z

czyli:

Δp / Δx = ρg Δz / Δx

Ponieważ:

Δz / Δx = tan Θ

gdzie theta – kąt wychylenia swobodnej powierzchni oceanu od poziomu

Δp / Δx – poziomy gradient ciśnień

więc:

Δp / Δx = ρg tan Θ

Gradient może spowodować także gęstość wody.

Czyli przyczyny:

• wychylenie powierzchni wody

• poziome zróżnicowanie gęstości wód

• współdziałanie powyższych czynników

Gradient ciśnienia skierowany jest na zewnątrz obszaru elewowanego, ale on jest odchylany przez silę Coriolisa. W układzie takim jak tutaj, gdzie te siły się równoważą Coriolisa i grawitacji to on płynie równolegle do linii gradientu.

Prędkość przepływu wód w prądach powierzchniowych może dochodzić do 1,5 m/s.

W związku z teorią Ekmana i obszarów wniesionych. W obszarach wyniesionych część wód jest pogrążana. To są prądy zstępujące (downwelling oceaniczny”. termoklina jest w tym miejscu obniżona, ponieważ mamy większy nacisk).

W strefach dywergencji oceanicznej. głębsze wody chłodniejsze są wynoszone ku powierzchni. To jest upwelling oceaniczny „prądy wstępujące”.

To ma wpływ na rozkład osadów głębokomorskich. W strefach dywergencji rozwijają się organizmy o szkielecikach krzemionkowych (radiolarie równikowe i okrzemki arktyczna i antarktyczna). Węglany są częściej w strefach konwergencji. Dlatego cyrkulacja jest taka ważna dla sedymentologów!

Mamy też upwellingi i downwellingi przybrzeżne – nie można ich mylić z oceanicznymi. Znowu wszystko opiera się o analizę kierunków wiatru, wypadkowe przepływu wód i gradientu ciśnień.

Na półkuli północnej wiatry odpychają wody od wybrzeża (kręcą w prawo zawsze. Dlatego gradient ciśnienia idzie ku wybrzeżu i wówczas tworzy się prąd wstępujący upwelling przybrzeżny. Tak jest w Ameryce Południowej. To jest bardzo dobre jeżeli chodzi o żyzność wód. Zjawiska El Nino¹ zaburza tę cyrkulację i obniżają to. W zapisie kopalnym dowodem na upewlling przybrzeżny są występujące często konkrecje fosforytowe.

Jak wiatr wieje w drugą stronę to mamy sytuację odwrotną downwellingu przybrzeżnego.

Upwelling jest częstszy tam gdzie są węższe szelfy, w Ameryce po zachodniej stronie kontynentu. Okresowo może być wzmacniany lub osłabiany innymi zjawiskami, np. EL Nino.

http://oceanservice.noaa.gov/education/tutorial_currents/media/supp_cur03b.html

Upwelling jest częściej na zachodzie kontynentów. Na komórkę cyrkulacyjną składa się Golfrstrom (prąd ciepły). Na północy się oziębiają i powracają w strefy równikowe jako chłodny prąd kanaryjski. Ponieważ elewacja tej wody jest dopchnięta do wybrzeży Ameryki Północnej. Na wschodzie prąd powierzchniowy jest rozległy i płytki, a na zachodzie sięga na duże głębokości i to przeciwdziała rozwojowi upwellingu w tej strefie. To dopchnięcie na zachód wynika z siły Coriolisa.

Zachodnie prądy geostroficzne – Ciepłe. Wąskie szerokość mniej niż 100 km, ale głębokie do 2 km. To powoduje że mamy ostrą granicę z systemem cyrkulacji przybrzeżnej i one przeciwdziałają upwellingowi przybrzeżnemu. Prędkość przepływu jest duża w wyniku koncentracji setki km/dzień i do 2 m/s. Wody niskich szerokości geograficznych są zubożone w nutrienty i nieproduktywne.

Prądy zimne są szersze do 1000 km, płytkie do 500 m, znacznie wolniejsze do 0,25 m/s, nie przeciwdziałają upwellignowi przybrzeżnemu, niosąc wody chłodniejsze są bardziej produktywne i dlatego wschodnie obszary oceanu są zawsze bardziej produktywne. Zimne wody są bardziej produktywne, bo mają więcej tlenu.

Cyrkulacja głebinowa wynika z cyrkulacji powierzchniowej i różnic w gęstości wód.

Zmiana gęstości wód może wynikać ze zmiany temperatury, zasolenia i zmian koncentracji zawiesiny. Zmiany temperatury i zasolenia zasilają cyrkulację termohalinową.

Golfstrom, Kurishiwo prąd ciepły. W wysokich szerokościach geograficznych ulegają ochłodzeniu i jako cięższe wody zimne toną. Wyróżniamy kilka miejsc generowania ciężkich zimnych wód oceanicznych.

• Głębinowa Woda Atlantyku N

• Woda Śródziemnomorska

• Antarktyczna Woda Pośrednia

• Antarktyczna Woda Przydenna

• Głębinowa Woda Pacyficzna

Głębinowe wody ciężkie produkowane są głownie na północnym Atlantyku. Na Pacyfiku mniej, bo nie ma swobodnej cyrkulacji dalej na północ. Olbrzymie obszary na południowej półkuli. Te wody w zależności gdzie zostały wygenerowane mają swoje nazwy. Dla każdego oceanu rozpisana jest cyrkulacja wód głębinowych.

http://www.ldeo.columbia.edu/news/2005/04_07_05.htm

Najzimniejsze wody są na południu do -0,5 na Atlantyku, t cyrkulacja z jednej strony na drugą to tysiące lat. W pewnych miejscach cyrkulacja głębinowa ma duże znaczenie jeżeli chodzi o nadawanie cech tekstualno strukturalnych. Weźmy wody z północnego Atlantyku w kierunku równika. On jest odchylany przez siłę Coriolisa w prawo. Powstaje prąd konturowy² – to głębokomorski prąd termohalinowy płynący w przybliżeniu równolegle do konturów batymetrycznych w miarę stale.

Prędkość przepływu głębokich prądów oceanicznych i zdolność do transportowania materiału:

• W Ameryce Północnej na Atlantyku mamy zachodnią intensyfikację prądów konturowych – prądy są silniejsze pryz wschodnich krawędziach kontynentów, skłonów kontynentalnych i grzbietów śródoceanicznych.

• Wzrost prędkości podasz przeplyw przez przewężenia batymetryczne.

Notowane prędkości:

• Normalna to poniżej 2 cm/s.

• W western boundary underocurrent 10 – 20 m/s.

• a w przewężeniach batymetrycznych nawet pow. 100 cm/s. To już spokojnie porywa piasek i może dawać np. warstwowania przekątnie. Te osady, które docierają z prądów zawiesinowych mogą być przerabiane przez prądy konturowe.

Na płytkich wodach gdzie dno przeciwdziała rozwojowi spirali Ekmana powstaje prąd gradientowy.

---

1. anomalia pogodowa, powstająca gdy pasaty wiejące nad równikiem zmieniają swój kierunek lub po prostu zanikają [pl.wikipedia.org, stan na 4.05.2011]↩

2. An undercurrent, typical of the continental rise, which flows along the western boundaries of ocean basins. Such currents occur particularly in regions in which density stratification is strong because of the supply of cold waters [http://www.highbeam.com/doc/1O14-contourcurrent.html, stan na 5.04.2011]↩