67744 SNC03725

Tab. *.5. Średnic wanośd składników bilansu cieplnego powierachni oceanów i lądów (wg Bmfoy saldo bilansu promie nawiania. LE - strumień óepla utajonego, P - tuibulencyjny strumień cicp|_a fo.F- pcuiomy strumień depta przenoszonego przez prądy oceaniczne (W nr»)

swa		Oceany				Lądy
	*	r=i	F	F	R	LE
i 1M9N	| »	-	-31	34	37	-19
(MTN	■W	-33	-31	34	40	-25	-is
	69	-30	-16	31	60	-32
	IM	-IM	-17	31	90	-30
^VN	.3.	-13*	-12	1	61	-27
,V UTN	I *	-.131	-9	-16	64	-38
HMT	t»	.|0b		-41	65	<44
#~itrs	133	dli	«5	-36	65	-66	-27
to itrs	IM	-139	•7		69	-34	-42
xv.urs	134	-133		a	63	-37	-57
3MTS	10*	-106	U	9	83	-37	-45
	76	-73	-13	6	54	-28	-27
30-06*S 1	37	-41	-11	15	41	-37	-15

Różnice między temperaturą powierzchni mórz I temperaturą powietrza osiągają maksimum zimą nad niezamarzniętymi morzami w wysokich szerokościach geograficznych, zwłaszcza, jeśli akweny otoczone są silnie wychładzającymi się lądami. Na Bałtyku temperatura powierzchni wodnej w styczniu jest wyższa od temperatury powietrza nad wodą. Widoczny jest jednocześnie wyraźny wpływ morza na temperaturę powietrza, która nad Bałtykiem jest znacznie wyższa niż nad przylegającymi do niego częściami Europy (rys. 9.3).

Geograficzny rozkład salda bilansu cieplnego oceanów (rys. 9.4) pozwala na stwierdzenie. żc gromadzą one ciepło w całej strefie międzyzwrotnikowej i w dużej części strefy umiarkow ane), szczególnie tam. gdzie występują prądy zimne, a ciepło jest przeno-ssooc turbulencyjnie od atmosfery do powierzchni wód. Najintensywniejsze pochłanianie ciepła przez ocean następuje w przyrównikowej strefie środkowego Pacyfiku. Jest to woeta „pompa cieplna" Ziemi.

Ujemny bilans cieplny ma przede wszystkim wielki Ocean Południowy, rozdąga-jącv się między krańcami Ameryki, Afryki i Australii a Antarktydą. Tam ocean traci ciepło na rzecz atmosfery'. Na półkuli północnej straty ciepła występują głównie na At-Ur.rsku (Gołfctrotn) i na zachodnim Pacyfiku (Kuro-siwo).

Odmiennie wygląda bilans wodny oceanów (rys. 9.6). Nadwyżki opadów nad paro-waniem występują aa północ i południe od równoleżników 40°N i 40“S. Tam wydziela wę w atmosferze ciepło, pobierane podczas parowania i pochodzące głównie ze strefy imęd/szwrotnikowej. Dodatni bilans wodny ma ponadto znaczna część przyrównikowej strefy m Atlanty łoi i Pacyfiku. Strefa podzwrotnikowa Oceanu Światowego ma nato-

termołudlnowa, upwelllng I downwelling

Globalna cyrkulacja wód oceanicznych kształtuje się pod wpływem różnic gęstości wód. zależnej od temperatury i zasolenia. Dlatego nazywa się ją cyrkulacją termohalinową. Zidentyfikowano rtbwne źródła tej cyrkulacji, które znajdują się w strefach subpolamych - na Morzu Wedella przy wybrzeżach Antarktydy oraz na północnym Atlantyku - na Morzu Grenlandzkim i Labradorskim. Wtych akwenach - gdzie ma miejsce downwelling - powstają ciężkie, zimne i zasolone wody rozprzestrzeniające się jako prądy głębinowe w Atlantyku. Oceanie Indyjskim i w końcu w Pacyfiku. Na szlaku wędrówki tych wód zachodzi stopniowe wynoszenie mas wodnych - upwelllng -(łączenie się Ich z systemem prądów powierzchniowych, które prowadzą wody z powrotem do regionów downwellingu. Cyrkulacja termohalinowa (rys. 9.S) przyczynia się do stabilizacji równowagi systemu klimatycznego (Blgg. 2003). Wzrost nasilenia tej cyrkulacji, związany np. z ociepleniem regionów polarnych i topnieniem lodowców powoduje zwiększony wypływ zimnych wód na powierzchni oceanów w niższych szerokościach geograficznych, gdzie nagrzewanie się mas wodnych redukuje nadwyżki bilansu cieplnego w skali, mającej globalne znaczenie. 2 drugiej strony, uważa się. że zakłócenia cyrkulacji termohallnowtj (np. wskutek ruchów tektonicznych) mogą prowadzić do powstawania raptownych zmian klimatycznych, zachodzących w skali kilkudziesięciu lat.

Cyrkulacja wód w Oceanie światowym oddziałuje na dystrybucję depta na kuli ziemskiej I wpływa pośrednio na cyrkulację atmosferyczną. W międzyzwrotnikowej strefie zbleżnołd pasatów następuje przenoszenie przypowierzchniowych warstw wodnych na zewnątrz strefy wskutek skrętu w prawo (na półkuli północnej) I w lewo (na półkuli południowej) prądów morskich w stosunku do kierunku wiatrów. Jest to tzw. przenoszenie ekmanowskle, następujące wraz z głęboko idą odchylanie się kierunku ruchu wód. analogiczne do skrętu wiatru w warstwie tarciowej atmosfery (spirala Ekmana). Powstająca w ten sposób rozbieżność prądów morskich powoduje, że całą strefę obejmuje upwelllng, a temperatura powierzchniowych wód spada. Wskutek tego konwekcja nad strefą ITC2 słabnie, wypełnia się równikowa bruzda niskiego ciśnienia. a więc słabną też pasaty. Zmniejszona konwekcja oznacza mniejsze zachmurzenie I większą Insolację. Rozpoczyna się zatem nagrzewanie powierzchni wód, rozwój konwekcji I Intensywności pasatów. Cykl powtarza się (Bjerknes. 1966 za Marszem. 1999). Opisany cykl zdarzeń wywołuje w systemie ocean-atmosfera .drgania samowzbudne" - wahania rozkładu temperatury wód i zmiany cyrkulacji atmosferycznej w strefie międzyzwrotnikowej. Drgania te mają związek ze zjawiskiem Oscylacji Południowej na Pacyfiku i cyrkulacją Walkera.

A. A. Marsz (1999) wskazuje również na podobne zjawisko dywergencji prądów i upwellingu. powstające na Północnym Atlantyku. Im silniejsze są wiatry nad prądami Północnoatlantyckim. Ir-mingera. Zachodniogrenlandzkim i Labradorskim. tym intensywniejsze podnoszenie się wód wewnątrz tego cyklonalnego układu prądów oceanicznych I atmosferycznych. Oziębienie powierzchni oceanu oznacza zarazem osłabienie cyrkulacji cyklonalnej. podobne do wypełnienia bruzdy równikowej. Zjawisko ma więc znów cykliczny charakter i przyczynia się do ograniczania powstających zaburzeń cyrkulacyjnych w oceanie i w atmosferze. Ogólnie można więc powiedzieć. iż cyrkulacja wód oceanicznych - w tym przypadku upwelllng - wpływa na kształtowanie się cyrkulacji atmosferycznej. Oddziaływania te mają charakter sprzężeń zwrotnych.

miast przeważnie ujemny bilans wodny, z wyjątkiem obszarów o dużych opadach, związanych z działalnością monsunów.

Poza strefowymi różnicami w bilansie deplnym i wodnym na oceanach występną wyraźne astrefowe oddziaływania podłoża na atmosferę. Taki charakter mają w szczególności oddziaływania prądów morskich (rys. 9.7). Prądy skierowane ku wyższym saeroko-śóohi geograficzny¹⁰ są z reguły prądami ciepłymi, prądy skierowane w stronę równika są prądami zimny®*- Największe kontrasty termiczne powstają w pozazwrotnikowych sysrc-