Zmiany w przepływach: rzeka – morze – ocean Esej, Ryszard Traczyk

Prądy morskie są to jakby ogromne rzeki płynące w morzach i oceanach.

„Szlaki prądów morskich, średnie przepływy i ich zmienność są nadal badane” Ganopolski, Rahmstorf, 2002 (1)

Gdańsk 2014

Zawartość

Wstęp ................................................................................................................................................... 3

Cieki górskie Rabki-Zdroju ................................................................................................................. 3

Regulacja cieków w Rabce i budowa zapory na Dunajcu ............................................................... 6

Wpływ cieków do morza i przepływy na Bałtyku ............................................................................... 8

Przepływy wód powierzchniowych Bałtyku do Atlantyku ................................................................ 14

Wzrost (do 10%) w objętości wody rzecznej trafiającej do Arktyki ............................................. 18

Powody większego przyboru słodkiej wody .................................................................................. 18

Gdy parowanie przeważa nad sumą opadów i dopływów wód lądowych do morza ..................... 20

Przepływy na głębiach o dalekim oceanicznym zasięgu ................................................................... 21

Przydatność znajomości rysunku prądów morskich .......................................................................... 24

Przepływ prądów morskich w sektorze atlantyckim Antarktyki – powstanie prądu

okołoantarktycznego .......................................................................................................................... 26

Największy prąd oceaniczny Dryf Wiatrów Zachodnich otacza skomplikowany system wodny i

rzeczny Antarktyki ......................................................................................................................... 33

Redukcja systemu kra lodowa – ocean – atmosfera w Antarktyce ................................................ 36

Niezmienność przepływu prądów morskich w skali geologicznej ................................................ 38

Skamieniałe muszle lokalizują przepływy prądów morskich 30 mln lat wstecz ........................... 42

Dyskusja ............................................................................................................................................. 43

Renaturalizacja rzek ....................................................................................................................... 43

Przepływy z rzek do morza i dalszy ich bieg w krążeniu powierzchniowym oceanu ................... 44

Czy zabawka wrzucona do potoku Poniczanki (zakładając, że dotrze do Arktyki) może dostać się

do Pacyfiku przez cieśninę Beringa? ............................................................................................. 45

Prądy a zanieczyszczenia wnoszone do osadów w Zatoce Gdańskiej i Botnickiej ....................... 47

Wnioski .............................................................................................................................................. 50

Terminy i objaśnienia ......................................................................................................................... 51

Schemat obiegu wody w rzekach ................................................................................................... 51

Bilans wodny Bałtyku .................................................................................................................... 51

Wymiana energii i masy w systemie ocean – atmosfera ................................................................ 52

Cykl hydrologiczny ........................................................................................................................ 53

Cytowane prace .................................................................................................................................. 54

Stro

na2

Rys. 1. Renaturyzacja potoku Poniczanki (u góry) i Słonki (poniżej).

DDDaaawwwnnnyyy bbbaaassseeennn kkkąąąpppiiieeelllooowwwyyy dddlllaaa dddzzziiieeeccciii www pppoootttoookkkuuu SSS łłłooonnnkkkiii

Z rzeki do oceanu

Stro

na3

Wstęp

Systemy wodne rzeka – morze – ocean w życiu człowieka były i są bardzo ważne. Mimo

zagrożenia powodziowego rzeki stanowiły o rozwoju osad, wsi i miast. Ludzkie osadnictwo

zmieniało nieraz całe systemy cieków i tym samym krążenie wody w przyrodzie. Wykorzystanie w

historii cywilizacji mórz i oceanów, tak jak poprzednio rzek, łączy się obecnie z negatywnym

wpływem człowieka na krążenie wody w skali Wszechoceanu i tym samym z zagrożeniem jego

egzystencji. Jest to widoczne w wyniszczeniu zasobów wodnych w każdym zakątku świata. Obecne

pokolenie powinno pamiętać, że krople drążą skały na których są nasze domy.

Porównanie obecnego stanu cieków z systemem sprzed 40 lat wskazuje na duże przemiany

w systemach rzek, które mogą mieć duży, nie do końca jeszcze rozpoznany wpływ na procesy

zachodzące w morzach i oceanach. Celem niniejszego eseju jest opisanie zmian w przepływach

rzeka – morze – ocean (przy czym przepływ określa także ilości wody).

Cieki górskie Rabki-Zdroju

Miasto Rabka zlokalizowane między Gorcami (Turbacz) a Beskidem Wyspowym (Luboń

Wielki), na wysokości 500-560 m n.p.m., rozbudowało się w dolinie pomiędzy 3 ciekami: rzeką

Rabą i jej dopływami – potokiem Poniczanka i potokiem Słonka (Rys. 3).

W tradycyjnej klasyfikacji numerycznej Raba jest rzeką II rzędu (jako dopływ Wisły – rzeki

I rzędu, tj. uchodzącej do morza). Zgodnie z tą klasyfikacją Poniczanka i Słonka byłyby

przyporządkowane do tego samego – III rzędu klasy rzek (2; 3). W systemie Hortona (4; 2) i

Strahlera (5) potok Słonka, jako nieposiadający żadnego stałego dopływu, zaliczany jest do 1 rzędu,

a rzeka Poniczanka do 2 rzędu, bo utworzona jest z dwóch cieków 1 rzędu: Poniczanki i Rdzawki.

Rzeka Raba na omawianym odcinku ma rząd 3, bo wcześniej posiada dwa dopływy rzędu 2:

Żeleźnicy i Rokicianki. Raba nie zwiększa tu rzędu, gdyż nie ma dopływu 3 rzędu. Natomiast w

systemie Shrevea (6; 2) rzeka Poniczanka uzyskuje klasę 3, gdyż ma 3 cieki początkowe:

Poniczankę, Rdzawkę i Pocieszną Wodę. Raba ma rząd 10: ze Słonką ma 10 cieków początkowych.

Wykorzystując powierzchnię zlewni omawianych rzek (klasyfikacja Hughersa i Omernika

(3; 2)) względem rozwoju miasta, należałoby rozpatrzyć: zlewnię Raby nr 2138131 od Poniczanki

do Słonki (około 1,42 km2); zlewnię Poniczanki nr 2138129 od Pociesznej Wody do jej ujścia

(~1,62 km2) i zlewnię Słonki nr 2138132 od źródeł do jej ujścia (~9,29 km

2). Zlewnia całej

Poniczanki ze zlewniami jej dopływów wynosi ~33,1 km2. Poniczanka ma długość 10 km i

meandruje ze źródeł w Gorcach znajdujących się na wysokości około 900 m n.p.m. na odległość

3,86 km do ujścia w Rabce na wysokości około 490 m n.p.m. Słonka o długości 6,3 km płynie

prosto na 3,1-kilometrowym odcinku z wysokości ok. 890 m n.p.m. do ujścia znajdującego się na

wysokości ok. 470 m n.p.m.

Ponieważ Rabkę otaczają góry (Rys. 2), rabczańskie rzeki – Poniczanka i Słonka –

powiększają znacznie masę swych wód przez erozje powierzchniowe, spływy spłukujące ze zboczy

materiał na dużych powierzchniach. Poniczanka miejscami rozlewa się na większym płaskim

terenie. Natomiast strumień Słonki ma większy spadek, jest bardziej ciekiem górskim, płynie

wzdłuż podłużnych zagłębień pomiędzy wzgórzami i wykazuje duży procent erozji liniowej. Rzeka

Raba w mieście w meandrze, erodując bocznie, podmywa zbocze góry (7).

Stro

na4

Rys. 2. Dolina, którą płynie potok Słonka do Rabki Zdroju (potok bardzo wąski, obok drogi). Widać rzadkie zalesienie doliny.

Na tle przemian ostatniego czterdziestolecia zaobserwowano duże zmiany stosunków

wodnych, objawiające się znacznym spłyceniem wód i zanikiem ulewnych deszczy.

Zabudowa Rabki w ciągu 40 lat zagęściła się, ale miasto nie zmieniło swoich granic, nadal

rozciąga się pomiędzy ciekami. Rzeka Raba otacza miasto od zachodu – miasto bardziej przylega

do jej prawego brzegu na krótkim odcinku około 0,38 km pomiędzy potokami Poniczanki i Słonki.

Na tym odcinku Raba eroduje bocznie podnóże wzgórza Gilówki i ogranicza ekspansję miasta.

Podobnie okalają miasto oba potoki: Słonka od północnego wschodu, zaś Poniczanka od

południowego zachodu.

Najważniejsze urzędy, kościoły, centra handlowe, banki, kawiarnie, tak dawniej, jak i obecnie,

zlokalizowane są pośrodku – pomiędzy rzekami.

Około 1960 roku w centrum Rabki, nad samymi brzegami Raby i jej dopływami (Poniczanka i

Słonka) znajdowały się domostwa wiejskie z polami rolniczymi, domy kupieckie i rzemieślnicze.

Zakład stolarski, kaflarski, piekarnia, cukiernia, masarnia, szkoła i kościół zlokalizowane były obok

rynku, który pełnił też funkcję placu targowego. Domy przy ul. Sądeckiej w samym rynku,

położone u ujścia potoku Poniczanki do rzeki Raby były oddalone o około 20 m od brzegów. Wodę

pitną, jak i na potrzeby gospodarstwa domowego przynoszono z rzeki. W stanach powodziowych na

obrzeżach rynku działała studnia miejska dostarczająca wodę pitną.

Poniczanka miała szerokość 15 metrów i średnią głębokość około 1 metra. Kamieniste dno rzeki

było porośnięte mchem wodnym. Tereny przyległe do zabudowań rynku były wykorzystywane jako

ogrody oraz pola uprawne dające plony głównie pszenicy i ziemniaków. Brzegi rzeki i najbliższe jej

sąsiedztwo zarastała wierzba, krzewy dzikich owoców leśnych i bardzo bogata i różnorodna

roślinność łąkowa zależna od stopnia zadrzewienia – stokrotki, mlecze, maki, klucze, dzika róża,

rdesty. Łąki zamieszkały różne gatunki owadów: chrząszczy, motyli i ważek. W rzekach pływały

pstrągi, głowacze i ławice małych ryb.

Stro

na5

Rys. 3. Mapa cieków płynących przez miasto Rabkę-Zdrój (wewnątrz elipsy): Raba, Poniczanka i Słonka.

Zlewnia 2138131: Raba od Poniczanki do Słonki; zlewnia 2138129: Poniczanka od Pociesznej Wody do ujścia,

zlewnia 2138132: Słonka od źródeł do ujścia.

Każdego roku na wiosnę, po roztopach, poziom wód rzeki i potoków podnosił się

przynajmniej o metr. Cykliczne powodzie unosiły krzewy, konary drzew, a nawet całe drzewa z

korzeniami. Zwykle tworzyły one naturalne przegrody zatrzymujące wodę. Najsilniejsze powodzie

występowały latem, po silnych ulewach trwających często 2-3 tygodnie bez przerwy. W czasie

największych powodzi, raz na ~20 lat, wody podchodziły prawie do progu domu usytuowanego na

2,5 m wysokiej skarpie, oddalonej o 8 metrów od brzegu.

1 km

Stro

na6

Regulacja cieków w Rabce i budowa zapory na Dunajcu

Jeszcze przed 1970 rokiem koryto potoku Poniczanki otrzymało kilkanaście betonowych

progów przeciwpowodziowych z przepławkami dla wędrownych ryb. Brzegi zabezpieczono

betonowymi płytami i ocembrowano głazami. Potok Słonka o dużym spadku, mimo zaledwie

metrowej szerokości silnie erodujący brzegi, uzyskał wysokie koryto, w całości (wraz z dnem)

ocembrowane głazami, i betonowe mosty. Zrobiono tak z uwagi na stałe podmywanie i

powodowanie obsunięcia przybrzeżnej skarpy utrzymującej bloki mieszkalne oraz cykliczne

burzenie drewnianych mostów w czasie powodzi.

Progi potoku Poniczanki poza funkcją przeciwpowodziową, tworząc większe zbiorniki

wody stały się miejskimi kąpieliskami, atrakcyjnymi dla mieszkańców Rabki, szczególnie dla

dzieci, oraz dla gości sanatoriów i turystów. Poza progami w poprzek koryta zbudowano tamę z

regulowanym poziomem wody, tworząc bezpłatny basen kąpielowy, odwiedzany tłumnie przez

mieszkańców miasta i wczasowiczów. Szum rzeki na progach wykorzystywano do badania

przepływu prądu i tworzenia prognoz spływu rocznego (8). Dobowe natężenia przepływu wody

zmieniały się w zakresie Qt = 0,01 - 38,1 m3/s, przy średniej 0,56 m

3/s i odchyleniu standardowym

s = 1,21 (8).

Pomimo zalet opisane wyżej ingerencje okazały się szkodliwe dla samych rzek,

ekosystemów od niej zależnych, a także ograniczyły infiltrację do wód podziemnych. Szybkie

odprowadzanie deszczu kamiennymi korytami rzek powodowało niedobory wód – w dolinach rzek

z powodu szybkiego wysychania roślinności zaprzestano uprawiania pszenicy; obniżył się też

poziom wody w korytach w okresach bezopadowych.

W 1997 roku uruchomiono zaporę na Dunajcu, która prawdopodobnie stała się przyczyną

kolejnej zmiany – znacznego obniżenia poziomu wody w rzekach Rabki. Zapora na Dunajcu

powoduje obniżenie poziomu wód o ~5 cm w ujściu Dunajca do Wisły, w następnym po Rabie,

nieodległym dopływie prawostronnym Wisły. Powoduje także ocieplanie się klimatu (9; 10).

Przed zbudowaniem wspomnianej zapory rzeka Raba w Rabce była dużą, szeroką na około

10-15 m rzeką o średniej głębokości powyżej 1 metra. Kąpano się w niej rzadko z uwagi na silne i

zdradliwe wiry wciągające pływaka w podwodne korzenie przybrzeżnych drzew. W 1970 roku

betonowa tama na Rabie utworzyła basen przy Szkole Podstawowej nr 2. Po zbudowaniu zapory na

Dunajcu Raba przeistoczyła się w kamienisty wyschnięty potok o głębokości 10-20 cm.

Potok Poniczanka także zmienił całkowicie swój charakter: stał się płytką strugą o

głębokości 5-10 cm. Istniejący w korycie potoku basen nie gromadził wystarczającej ilości wody –

przestał więc funkcjonować. Poprzednie progi tworzące głębsze zbiorniki stały się bezużyteczne, bo

potok nie unosił już większej ilości wody. Nad Poniczankę nie przychodziły już rodziny ani turyści

z kocem i ręcznikiem dla kąpieli i dla wypoczynku – potok przestał być atrakcją kąpieliskową

nawet dla małych dzieci, które dawniej okupowały każdy jego próg.

Duże przed czterdziestu laty powierzchnie (i objętości) wód Raby i Poniczanki zmalały co

najmniej 4-krotnie i z roku na rok stały się niewystarczającym źródłem wody dla urozmaiconej

wcześniej roślinności. Betonowe ocembrowane koryta cieków nie zatrzymują wody w zlewni (11).

Pola uprawne dające wcześniej obfite plony i ukwiecone łąki obecnie stały się kamienistymi

placami, na których poza skąpą trawą nic nie rośnie – oznacza to spadek zmienności genetycznej i

zmniejszenie odporności na choroby: każdego roku niektóre drzewa (np. jarzębina) i krzewy przy

Poniczance opanowuje pleśń.

Stro

na7

Rys. 4. Odcinek Poniczanki bardziej zielony, bo obok parku, o głębokości przeciętnie 10 cm i szerokości 3 m.

Trudno uwierzyć, że przed 40 laty w tej rzece mogły pływać nie tylko dzieci, ale także dorośli. Obecnie rzeka jest

silnie spłycona i zwężona – o przepływie znacznie mniejszym. Dno zamulone. Dawne, ocembrowanie głazami i

betonem koryto zmniejszające infiltrację istnieje pod erodowanym materiałem porośniętym trawą.

Zniknęły całkowicie nadbrzeżne wierzby – z braku wody wyschły. Wezbrania wody po

Stro

na8

silnych deszczach, zatrzymywane na naturalnych tamach, znacznie dłużej przebywają w zlewni

cieku nieocembrowanego (11). Gęste niegdyś zagajniki poza przerzedzonymi chronionymi

resztkami przy parku już nie istnieją. Spadek atrakcyjności rzeki wywołał dodatkowo silny wzrost

zanieczyszczeń zrzucanych często wprost do wód Poniczanki i Raby.

Zbiorowiska leśne odgrywają dużą rolę w akumulowaniu wilgoci i parowaniu wody. Ich

brak oznacza brak zatrzymywania wody w terenie, gdyż lesistość znacznie powiększa czas odpływu

powierzchniowego (12). Tymczasem zbocza w dolinie rzek Rabki są prawie bez drzew (Rys. 2).

Obecnie czterokrotnie mniejsze powierzchnie wód Raby i jej 2 potoków mają mniejsze

parowanie – obniża je dodatkowo słaby prąd wody i brak drzew, co dla zamkniętej wokoło doliny

Rabki, mającej własny mikroklimat, oznacza spadek z roku na rok ilości opadów, więc i stopniowe

pozbawianie zaopatrzenia roślinności w wodę w dolinie. Skutkiem tego nie występują tu nawet 1-

dniowe deszcze. Dawne miesięczne ulewy pozostały tylko w pamięci starszych mieszkańców

miasta. Z tej przyczyny bioróżnorodność w zlewni rzek Rabki również spadła – na polach i łąkach z

dawnego bogactwa kwiatów przetrwały tylko trawy. Kolorowe motyle i ważki zostały zastąpione

plagą muszek – wszystko to jest efektem niekorzystnego bilansu wodnego (11).

Każdego roku kilka zwykle wyschniętych z braku wody drzew jest wyrwanych przez

jesienne wiatry z korzeniami lub łamanych – wcześniej takiego zjawiska nie obserwowano w

Rabce-Zdroju. Natomiast w obszarze zapory na Dunajcu wydłużył się czasookres zalegania

porannej mgły: codziennie od wschodu słońca do południa tereny zapory i przyległe pokrywa jej

gruba warstwa zmniejszająca nasłonecznienie, a więc i parowanie z terenu i powierzchni zapory

oraz transpirację roślin.

Można przyjąć, że powyższe zmiany na całych długościach cieków związane z działalnością

człowieka (z urbanizacją terenów) przebiegają analogicznie na obszarze całej południowej Polski, a

w północnej Polsce można je obserwować w rejonach, w których występuje urbanizacja. Liczne

publikacje dowodzą, że na terenie całej Polski występują obecnie niedobory wody wynikające z

niekorzystnych bilansów wodnych (11). Badacze wskazują na niekorzystne działania prowadzące

często do nieodwracalnych zmian strukturalnych i funkcjonalnych systemów rzecznych. Rzeki i

doliny traciły swą naturalność w wyniku regulacji, takich jak prostowanie koryt, zwiększanie ich

spadku, ujednolicanie kształtów i wymiarów przekrojów poprzecznych, likwidacja nieregularności

brzegów i dna, niszczenie ekotonów, odcięcia połączeń starorzeczy z korytem głównym (np. Dolina

Neru na Lublinku), ograniczenie zasięgu i czasu trwania zalewów dolinowych, a także

odprowadzanie wód zanieczyszczonych (13). Wojewódzkie programy małej retencji zrealizowały

jedynie ¼ zadań, przy czym cieki stanowiły w nich najmniejszy odsetek, poniżej 7,8% (14).

Po 45 latach występowania omawianego zjawiska widać, że może ono mieć wyraźny i

trwały skutek, widoczny w skali nie tylko, jak wyżej przedstawiono, regionalnej, ale

ogólnopolskiej, ponieważ sumuje się ono z podobnymi zmianami występującymi w innych

regionach, a to z kolei oznacza ingerencję w równowagę całej Europy. W końcowym efekcie może

dojść do wysuszenia zlewni i obniżenia jej zdolności retencyjnych poprzez przyspieszenie obiegu

wody (15), szybsze odprowadzanie wód rzek (poprzez ich regulacje eliminujące starorzecza,

zakola, przeciwprądy itd.) i transfer większej ich masy do mórz i oceanów. Istnieje zatem nagląca

potrzeba poznania akumulacji procesów w związku: cieki – morza – oceany.

Wpływ cieków do morza i przepływy na Bałtyku

Cieki na lądzie mają wyraźny powierzchniowy rysunek związany z brzegami – korytem

wyżłobionym przez erozję. Koryto aż do morza wyświetla kierunek przepływu cieku. Dalszy jego

przepływ determinuje dno i przepływy masy morskiej, której kierunek płynięcia w wyniku rotacji

Stro

na9

Ziemi (siły Coriolisa) odchylany jest w prawo na półkuli północnej.

Stąd np. woda

rzeki Wisły skręca w

prawo, płynie dalej

wzdłuż prawego

brzegu koryta Bałtyku

i wsparta o niego

okrąża zbiornik, aby

płynąć dalej ujściem

Bałtyku – wąskim

korytem Cieśnin

Duńskich i dalej,

prawym brzegiem.

Tego, co dzieje się pod

powierzchnią morza i

oceanu, do niedawna

nikt poza żeglarzami i

rybakami nie brał pod

uwagę. Żeglarzom

ujścia rzek (zwykle

wzmocnione przez

porty) dają schronienia

dla statków w

masywie lądu, a

płynięcie zgodnie z

prądem morskim

umożliwia

zaoszczędzenie na

paliwie lub czasie

podróży. Rybakom

taka wiedza przydaje

się do ustawienia

narzędzi połowu i do

oceny lokalizacji

gatunków ryb

mających preferencje

względem przepływu i

chemicznych

właściwości wody

charakteryzujących

różne płynące masy

wodne. Kleń przebywa np. w ciekach wody słodkiej o przepływie 0,2–1,6–2,7 m/s. Także brzana

żyje w silnych nurtach rzek „przedłużonych” w morzu. Ryby te w wodach morskich są

wskaźnikami obecności wód z rzek. Podobnie w jeziorach z obecności ryb rzecznych, takich jak

kleń czy brzana, można wywnioskować ciągłość cieku.

Kosztowne doświadczenia pokazują, że znajomość rysunku dalszego biegu cieków do

Rys. 5. Przepływ okrężny wód Bałtyku unoszący wlewy rzek i wyprowadzający je

dalej przez Cieśniny Duńskie na północ prawymi brzegami koryta (16).

Stro

na1

0

morza i oceanów jest bardzo ważna nie tylko dla prognozy pogody. Należy ją wykreślić, wyznaczyć

i obliczyć. Głośnym przykładem może być budowa portu we Władysławowie przeprowadzona bez

uwzględnienia przepływu morskich cieków. Zbudowanie mola chroniącego port w poprzek cieku

płynącego pod powierzchnią morza z zachodu na wschód pociągnęło za sobą stałe koszty. Przed

przegrodą, którą stanowi molo portu, ciek akumuluje osady, a za molem w wyniku podciśnienia

wyrywa je, tworząc z półwyspu wyspę. Pogłębiarki PRCiP Gdańsk wybierają naniesione przed

molem osady i wyrzucają je za molem tak, aby skompensować wyrywany powyższym

podciśnieniem brzeg. Te bardzo kosztowne prace muszą być prowadzone, aby zapewnić istnienie

portu i niwelować erozję półwyspu. Rozwiązaniem byłoby przeprowadzenie ujścia pobliskiego

cieku w porcie. Jego prąd wymywałby osady u wylotu portu i w sposób naturalny poprawiałby

możliwości wpływania i wypływania statków, tak jak dzieje się to w licznych portach

umiejscowionych w dorzeczach rzek.

Rys. 6. Molo we Władysławowie stoi

na drodze przepływu masy wodnej z

zachodu, która wskutek tego osadza

przed nim niesiony materiał, a przez

podciśnienie wymywa brzegi

półwyspu za molem portu. U góry

widać efekt szerokiej plaży

akumulacyjnej przed molem i wąską

plażę erodowaną za portem.

Inne przykłady podobnej nieudanej działalności człowieka, wynikającej z braku wiedzy o

przepływie cieków z rzeki w zatoce, trudno podać, jeśli efekty są pod powierzchnią i nie ma statku -

obserwatorium podwodnego. Brak wiedzy na temat przyczyn kierunku przepływu podwodnych

cieków może mieć także wpływ na zaistnienie luk w interpretacji badań naukowych Uniwersytetu

Gdańskiego w odniesieniu do osadów dennych, które od tych przyczyn mogą być zależne.

Na seminariach i konferencjach UG prezentowano wyniki licznych badań osadów dennych,

prowadzonych w rejonie ujścia Wisły i Zatoki Gdańskiej, mających duże znaczenie poznawcze. W

prezentacjach odzwierciedlał się brak możliwości wytłumaczenia pochodzenia osadów dennych na

Głębi Gdańskiej w kontekście wpływu wód z Wisły.

Możliwe, że pewne wyjaśnienie mogłoby dać wzięcie pod uwagę danych o pracach

portowych w dawnych, a może też i w niedawnych latach. Pogłębiarki gdańskiego przedsiębiorstwa

PRCiP, prowadząc prace pogłębiarskie i podwodne w portach w Gdańsku, w Porcie Północnym, a

wymywanie

osadzanie

Stro

na1

1

także w portach w Gdyni, urobek z dna tych portów wysypywały najczęściej w rejonie Głębi

Gdańskiej, około 5-10 szaland holenderskich SM-PRC-103 codziennie, wyłączywszy dni

sztormowe. Jedna szalanda może przewozić 590 ton, 4 pracujące szalandy (aby pogłębiarka nie

miała przestoju) przewoziły więc dziennie około 3-5 tysięcy ton. W 4-letnim okresie, od 1978 do

1982 r., na głębię Zatoki Gdańskiej i morza zrzucono zatem 4,5-7,5 mln ton.

Rys. 7. Szalanda samobieżna SM-PRC-110. Długość – 58,9 m; szerokość – 9,53 m; zanurzenie – 3,25 m.

Pojemność ładowni – 660 m3 (dla porównania pojemność 17-tonowego wagonu to 19 m

3). Prędkość – 5 węzłów

(17).

Niewątpliwie miliony ton urobku dennego pochodzenia zewnętrznego miało i może mieć

nadal wpływ na własności osadów dennych nie tylko w Głębi Gdańskiej. Warto uwzględnić ich

wpływ na wyniki badań naukowych i ich interpretację. Podana wartość 4,5-7,5 mln ton to tyle, co

266-444 tysięcy 17-tonowych wagonów kolejowych. Jeśli przyjmie się, że długość jednego wagonu

wynosi 7,8 metra (wysokość hałdy w wagonie ~2 metry), to podana wyżej liczba wagonów daje

skład o długości 2-3,4 tys. km, czyli pociąg towarowy o długości składu od peronu w Gdańsku do

bocznicy w Madrycie i dalej poza Lizbonę. Takie objętości zrzucane na dno morza, choćby na

głębiach w Zatoce, stanowią fizyczną przegrodę dla dalszego, morskiego przepływu wlewów

rzecznych i morskich mas wodnych innego pochodzenia.

Wydobycie z dna przez pogłębiarki takiej ilości urobku dennego zapewnia obecnie żeglugę

statków i jachtów w portach Trójmiasta i na szlakach żeglugowych Wisły i Zatoki Gdańskiej przy

zachowaniu bezpiecznej głębokości, szerokości i braku zatorów w przepływach cieków sieci

wodnej dorzecza. Z drugiej strony warto poznać, jak „pociąg o długości co najmniej 2 tys. km”,

który został zrzucony na dno morza, zmienia przepływ cieku.

Przepływ cieku np. Wisły, dalej, w wodach morza, zależy od ukształtowania dna morskiego,

podobnie jak ciek lądowy jest zależny od charakteru dna koryta. W czasookresie przeprowadzenia

prac prowadzących do klapowania urobku pogłębiarek na dno morza i zatoki niespodziewanie

wykrywano na plażach plamy iperytu zatopionego po wojnie na głębiach morskich w Bałtyku (65

Stro

na1

2

tys. ton bojowych środków trujących [BŚT]) w miejscach, gdzie zakładano, że nic nie powinno

spowodować ich wydobycia. Niewątpliwie iperyt został wyniesiony z głębin w wyniku zmian i

zawirowań w prądach morskich Bałtyku. Ostatnie zanotowane poparzenie iperytem dotyczyło 8

osób w 1997 r., ale rybacy duńscy regularnie wyławiają bryły iperytu (18). Najnowsze badania

WAT w ramach programu „Chemsea” dokumentującego BŚT składowane w Bałtyku informują, że

iperyt spoczywa na dnie Zatoki Gdańskiej kilkanaście kilometrów od plaż Trójmiasta, półwyspu

Helskiego i Mierzei Wiślanej.

Prace pogłębiarskie i portowe tworzące wysypiska na dnie morza prowadzone są nie tylko w

Gdańsku, ale we wszystkich portach bałtyckich i w portach na całym świecie, przy czym zakłada

się, że jest to zwykła ziemia z dna, więc nie stanowi zagrożenia. Nie uwzględnia się jednak tego, że

prace te zmieniają przepływy i tworzą zawirowania, które w przypadku zamkniętego zbiornika – a

takim jest Bałtyk – mogą rozprzestrzeniać zanieczyszczenia z głębin w obrębie całego morza.

Rys. 8. Nowoczesna szalanda samobieżna o pojemności kilku tysięcy ton, pracująca w dorzeczu Wisły.

Przepływy powierzchniowe Bałtyku z rzek łatwo określić choćby za pomocą przysłowiowej

butelki rozbitka. Dla Bałtyku opady i dopływy przeważają nad parowaniem (Rys. 64). W wyniku

spadku poziomu nadwyżka – wysłodzone wody – wypływają z morza wąskimi Cieśninami

Duńskimi w warstwie powierzchniowej (Rys. 9). Wypływy te w korycie Cieśnin Duńskich są

bardzo wyraźne.

Rys. 9. Spadek poziomu determinuje wypływ wód Bałtyku przez Cieśniny Duńskie (19).

Natomiast wody głębsze są izolowane progami w Cieśninach Duńskich i przepływy przy dnie są

silnie ograniczone do niewielkich wpływów wynikających z efektu różnicy gęstości.

Przepływy na większych głębokościach w otwartych przestrzeniach mórz i oceanów są

trudne do zmierzenia. Wymianę wód zalegających głębię Bałtyku tłumaczy się epizodami

Stro

na1

3

wypierających je wlewów przydennych gęstych wód atlantyckich.

Rys. 10. Mechanizm przepływów gęstej wody do najgłębszych warstw morza (20).

Poparzenia BŚT

Wody powierzchniowe

haloklina

Głębokowodna warstwa wody

Słona gęsta woda wpływa do Bałtyku

rozprzestrzenia się z basenu na basen i usuwa z dna starą wodę

stara denna woda

upwelling konwekcja

Stro

na1

4

Przepływy wód powierzchniowych Bałtyku do Atlantyku

Wody powierzchniowe Bałtyku, zbierające wpływy rzek, płyną wirem okrężnym w prawo,

wzdłuż prawego brzegu w wyniku działania siły Coriolisa i Wiatru Zachodniego.

Wypływają one z Bałtyku przez

Cieśniny Duńskie i kierują się w prawo na

północ, gdzie łączą się z wodami

powierzchniowymi Morza Północnego. Wraz

z nimi, w składzie pół na pół, opuszczają

basen tego morza, płynąc w prawo wzdłuż

wybrzeży Norwegii. W cyrkulacji całego

basenu Morza Norweskiego Bałtyk ma

niewielki udział przestrzenny (0,9%). Każdego

roku 5 tys. km3 wód Atlantyku wpływa

pomiędzy Anglią i Francją. Wody te łączą się z

wpływem 50 tys. km3 wód Atlantyku

płynących brzegami Szkocji. Z Bałtyku

wpływa 500 km3, a z rzek 300 km

3. Wody te

mają cyrkulację jak w Bałtyku – w prawo: jak

wyżej przedstawiono, wypływają z basenu z

wodami Bałtyku na północ wzdłuż wybrzeży

Norwegii w Prądzie Norweskim. Prąd ten

konstytuuje głównie odpływ Morza

Bałtyckiego (50% wody słodkiej), który z

częścią cyrkulacji Morza Północnego (10%

wody słodkiej) łączy się z odnogą Prądu

Północnoatlantyckiego.

Rys. 12. Wody Morza Północnego łączą się z cyrkulacją wyższych szerokości geograficznych mającą kierunek

przeciwny do ruchu wskazówek zegara (ciąg Północnoatlantycki – Norweski – Grenlandzki - Labradorski (22)).

Na niskich szerokościach geograficznych ruch prądów jest zgodny z ruchem wskazówek zegara.

Druga odnoga, w przeciwnym kierunku, tworzy jeden z 6 wirów w cyrkulacji wód

Rys. 11. Wymiana wody w Morzu Północnym raz na 2

lata. Opady i parowanie są w równowadze (21).

Prąd powierzchniowy

podpowierzchniowy

Atlantyk Norwegia

Bałtyk

Atlantyk

Stro

na1

5

oceanicznych powierzchniowych napędzanych wiatrem o kierunku modyfikowanym siłą Coriolisa.

Prąd Norweski w górnych 50, 100 metrach niesie w sekundę około 2100 m3 wody słodkiej, często

przyjmowanej jako kontynuacja Prądu Bałtyckiego (75% jest z Bałtyku, 10% z odpływu Morza

Północnego i 10% ze spływów z Norwegii i Szwecji (23)), będąca głównym źródłem wody słodkiej

dla Morza Arktycznego i Morza Barentsa (24).

Rys. 13. Prąd Norweski ma część zewnętrzną i część przybrzeżną, która opływa wybrzeża Norwegii.

Transportuje on do Morza Arktycznego stosunkowo ciepłe słone wody, a to wpływa na rozmiary konwekcji w

zimie i tworzenie wód głębinowych (24).

Zasolenie Prądu Norweskiego bliżej brzegu jest niskie (32-31 ppt), a wyższe (35 ppt) – w

miejscu styku z słonym Prądem Północnoatlantyckim. Temperatura wód wynosi 2-5°C, prędkość

średnia – 30 (20-100) cm/s i zmienia się w zależności od sezonu (największą notowano w lipcu).

Średni kierunek prądu – północno-wschodni – przebiega prawie równolegle do izobat,

wskazując na uzależnienie od topografii dna (25). W części środkowej szelfu Norwegii rzeźba dna

jest złożona: szelf ma części płytkie, rozdzielone głębokimi rowami. Kształtuje to kierunki

przepływów. Przykładowo na około 63°30'N rzeźba dna determinuje rozdzielenie prądu na drobną

gałąź zewnętrzną, która płynie wzdłuż stoku kontynentalnego, i drugą – główną, wewnętrzną –

kierującą się rowami szelfu na wzór przypominający strumienie przybrzeżne (26).

Gałąź zewnętrzna prądu miesza się z wodą Atlantyku i traci swoją tożsamość. Wewnętrzna

gałąź prądu ma kształt klina i przepływa w wąskiej, 20-30-kilometrowej strefie. Prąd Norweski

płynie zgodnie z kierunkiem Rowu Norweskiego.

Stro

na1

6

Głębokości rowu i różnice

gęstości między Prądem

Norweskim a sąsiednią wodą

atlantycką ukierunkowują także

przepływ – powodują znaczne

asymetryczne zawirowania i

meandry rosnące od dna w fale o

długości 50-100 km i prędkości 10-

20 cm/s (24; 27) (Rys. 14).

Pomiędzy Norwegią a

Spitsbergenem wody Prądu

Norwesko-Atlantyckiego

rozdzielają się na dwie gałęzie.

Jedna z nich, Prąd

Zachodniospitsbergeński, wnosi

wody atlantyckie do Oceanu

Arktycznego przez głęboką i

szeroką cieśninę Fram. Druga

gałąź, Prąd Norweski Przybrzeżny,

przecina płytkie Morze Barentsa,

gdzie woda pochodząca z

Atlantyku traci większość ciepła,

zanim osiągnie Ocean Arktyczny.

Oba strumienie wód atlantyckich

łączą się ponownie na skłonie Basenu Nansena i podążają na wschód, wokół obrzeży głębokich

basenów Oceanu Arktycznego jako Arktyczny Okołobiegunowy Prąd Brzegowy.

Ciepłe wody Prądu Atlantycko-Norweskiego Przybrzeżnego (zawierającego znaczny procent

wód Bałtyku), płynąc krawędzią szelfu przy obrzeżach Basenu Nansena, mieszają się na

powierzchni z zimną i słodką wodą pochodzącą z opadów atmosferycznych i topnienia lodu, a

następnie ze słodkimi wodami pochodzącymi z wielkich rzek syberyjskich. Wskutek tego tworzy

się silna haloklina ograniczająca przepływ ciepła z bardziej słonych wód atlantyckich na

powierzchnię. Podczas dalszego przepływu prądu na wschód część jego wód oddziela się od Prądu

Brzegowego i płynie wzdłuż podmorskich grzbietów rozdzielających głębokie baseny Oceanu

Arktycznego. W Basenie Kanadyjskim Prąd Brzegowy napotyka ciepłe, mniej zasolone wody

pacyficzne wpływające do Oceanu Arktycznego przez płytką i wąską Cieśninę Beringa (28).

Rys. 14. Wiry anty- i cyklonalne Prądu Norweskiego Przybrzeżnego,

na 61°N.

Wir antycyklonalny

Stro

na1

7

Rys. 15. Schemat prądów. Czerwone linie to wpływy z Atlantyku, żółte – z Pacyfiku. Prąd Norweski Przybrzeżny,

zawierający pewien procent wód z Bałtyku, przekracza Morze Barentsa i, oziębiając się, płynie krawędzią stoku

wokoło Basenu Nansena i Amundsena z powrotem do Atlantyku przez cieśninę Fram jako woda głębinowa

NADW (28).

Pochodzące z Prądu Atlantycko-Norweskiego masy wodne płyną wzdłuż wybrzeży

Zachodniego Spitsbergenu i dalej, w Oceanie Arktycznym. Część wód tego prądu recyrkuluje w

Morzu Grenlandzkim, tworząc jednolitą, niestabilną warstwę. W czasie zimowego ochładzania

wody i formowania się lodu zwiększa się gęstość wód powierzchniowych, co inicjuje proces

głębokiej konwekcji (razem z innymi procesami nazywany termohalinową wentylacją), formujący

Grenlandzką Wodę Głębinową, która pokonuje podwodny Próg Grenlandzko-Szkocki i zasila

Północnoatlantycką Wodę Głębinową. W ten sposób powstaje najgęstsza woda Oceanu

Stro

na1

8

Światowego, a proces jej formowania decyduje o intensywności cyrkulacji termohalinowej i

klimacie globalnym (28).

Rys. 16. Formowanie zimnej Północnoatlantyckiej Wody Głębinowej (NADW) w procesie zapadania wód w

Arktyce (Vent.). Przepływ ciepłej wody powierzchniowej z tropików kompensuje głębinowy przepływ do

tropików. Sv = 106 m3/s.

Wskutek chłodzenia i wentylacji w wysokich szerokościach geograficznych oraz

ogrzewania i pionowego mieszania w niskich szerokościach powstaje pozioma różnica gęstości

wód, która wymusza powierzchniowy przepływ ciepłych i słonych wód w stronę bieguna i

głębinowy przepływ w kierunku równika.

Wzrost (do 10%) w objętości wody rzecznej trafiającej do Arktyki

Objętość słodkiej wody trafiającej do Arktyki rośnie od 60 lat. W tej chwili jest w Arktyce o

10% więcej słodkiej wody niż w latach pięćdziesiątych ubiegłego wieku. Niestety, ten fakt niemal

na pewno spowoduje restrukturyzację arktycznych prądów oceanicznych.

W ciągu ostatnich 60 lat odpływ słodkiej wody w rejonach arktycznych wzrastał średnio o

1,7 km3 rocznie. Odpowiada to ilości wody w dużym jeziorze.

Powody większego przyboru słodkiej wody

Przybór następuje w rzekach i jest spowodowany większą ilością opadów. Rośnie też

wilgotność w strefach podbiegunowych. Większe opady są wywołane pojawieniem się nowych,

wcześniej nieobserwowanych prądów powietrznych.

Stro

na1

9

Rys. 17. Odpływ słodkich wód w rzekach Arktyki.

Zwiększony transport wód słodkich ze zlewiska Bałtyku do Arktyki z powodu regulacji rzek

dokonanej w latach 60. ma jeszcze jeden wymiar – niesione wody są cieplejsze niż rzeki

Arktyki. Przybór wody w atmosferze i w oceanach jest spowodowany nie tyle topnieniem lodu, ile

raczej przyborem wód gruntowych pochodzących z głębi Ziemi. Taki proces trudno będzie w

jakikolwiek sposób kontrolować, a skutki, jakie wywoła, mogą prowadzić do błędów w ocenie

sytuacji.

Zmiany ilości słodkiej wody w Arktyce oznaczają przede wszystkim zmiany gęstości wody,

co musi wpływać na ułożenie prądów oceanicznych stanowiących swoiste pasy transmisyjne dla

cyrkulacji atmosferycznej. System prądów morskich o różnych temperaturach stanowi

zabezpieczenie stabilizacyjne dla klimatu. Jeśli już dochodzi do zmian ich cyrkulacji, oznacza to, że

w przyszłości zobaczymy znacznie więcej ekstremalnych zjawisk pogodowych niż obecnie

(niektórzy słusznie zauważają, że byliśmy świadkami takich ekstremalnych zjawisk np. w 2012

roku).

Istnieją różne scenariusze skutków omawianego zjawiska. W obrębie Arktyki w latach 2080-

2099 będzie od 5% do 70% więcej deszczu lub śniegu – w zależności od miejsca w Arktyce i

przyjętego scenariusza. Największe względne wzrosty opadów deszczu lub śniegu będą

występować w zimie i jesieni, a najmniejsze w lecie. Pomimo wzrostu ilości deszczu i śniegu

obszary lądowe Arktyki będą wysychać w okresie letnim. Będzie to częściowo spowodowane tym,

że cieplejsze powietrze zwiększy parowanie z powierzchni.

Ciepłe wody Prądu Norweskiego wpływające do Morza Barentsa zmniejszają formowanie

lodu. Proces ten nasila się wielokrotnie przy ociepleniu klimatu – anormalnie wyższa temperatura

Prądu Północnoatlantyckiego rozpuszcza lody morskie i wysładza wody arktyczne, przez co

Stro

na2

0

zmniejsza się opadanie słonych wód przy generowaniu wody dennej w cyklu przepływu prądów

dennych (24).

Gdy parowanie przeważa nad sumą opadów i dopływów wód lądowych do morza

W Morzu Śródziemnym parowanie przeważa nad sumą opadów i dopływów wód lądowych.

Parowanie to jest szczególnie intensywne we wschodniej części morza, co powoduje opadanie

poziomu wody i zwiększanie zasolenia w kierunku wschodnim – dalej od ujścia morza. Stąd

powierzchnia wschodnia morza zalega niżej niż przy ujściu czy niż powierzchnia Atlantyku i górą

wpływają wody atlantyckie chłodniejsze i mniej zasolone. Płynąc ze spadkiem na wschód, wody

ogrzewają się, staje się bardziej słone, gęste i dlatego opadają w regionie Lewantu. Kompensując

spodem wpływ powierzchniowy, wracają na zachód, do Atlantyku, przez Cieśninę Gibraltarską. Tak

więc w cieśninie przepływ wody śródziemnomorskiej ma kierunek wschodni w wodach

powierzchniowych, a jako prąd przydenny płynie na zachód.

Z cieśniny, dołem, do Atlantyku wypływają w prądzie przydennym cieple i znacznie

zasolone wody głębinowe Morza Śródziemnego. Nie stykają się one jednak z chłodniejszymi o

10°C głębokimi wodami Atlantyku z uwagi na góry i wyniesienia podwodne występujące na dnie

na zachód od Cieśniny Gibraltarskiej. Dzięki oddziaływaniu siły Coriolisa powodującej odchylenie

ku północy oraz mieszaniu wód śródziemnomorskich z atlantyckimi na głębokości około 1000 m

wody te mają ogromny zasięg. Swą odrębność chemiczną utrzymują tysiące kilometrów z dala od

źródła. Wykrywa się je za pomocą diagramu T-S i zawartości tlenu od południowej Afryki po wody

arktyczne.

Rys. 18. Wypływ wód Morza Śródziemnego do oceanu.

W wyniku badań oceanograficznych przeprowadzonych w rejonie ujścia Morza

Śródziemnego na r/v „Prof. Siedlecki” w 1984 r. (29) stwierdzono możliwość identyfikowania mas

i prądów oceanicznych za pomocą rozmieszczenia ryb mezopelagicznych. Szczegółowa analiza

pozioma i pionowa występowania ryb (500-1300 m) pokazała, że populacje gatunków

Argylopelecus olfersi i A. aculeatus są dobrymi organizmami wskaźnikowymi przepływu mas

głębokowodnych. Według występowania A. olfersi możliwe jest zidentyfikowanie przepływu masy

morskiej Północno-Atlantyckiej Wody Centralnej (NACW), a według wystąpienia A. aculeatus –

przepływu masy wód Morza Śródziemnego. A. olfersi występuje głębiej, w chłodniejszych wodach

hydrologicznie stabilnych w uporządkowanych, niezakłócanych przepływach masy NACW. W

przeciwieństwie do tego gatunku A. aculeatus występuje płycej, w cieplejszych wodach MW

(powyżej 12,8°C, na poziomie 200 dBar) o dużej dynamice wirów antycyklonalnych i cyklonalnych

Gibraltarski

Stro

na2

1

(30).

Rys. 19. Występowanie A. aculeatus (po lewej) i A. olfersi (na prawo) w obszarze badań, wyrażone wydajnością

połowów (szt./h) z podanych głębokości [m] z zaznaczeniem przebiegu izotermy 12,8°C (na poziomie 200 dBar),

po prawej: północnego zasięgu 60% MW i południowego zasięgu 50% NACW. Pora doby: dzień – ○, noc – ●,

świt – lewa połowa kółka ciemna, zmierzch – prawa ciemna. Zaciąg negatywny – × (30).

Rys. 20. Prądy geostroficzne na poziomie 50 hPa w odniesieniu do powierzchni 1250 hPa (29). Na prawo

Argylopelecus hemigymnus Cocco, 1829.

Przepływy na głębiach o dalekim oceanicznym zasięgu

Zamknięty charakter Bałtyku przyczynia się do niewielkiego wpływu jego wód z głębin na

Atlantyk. Wypływy wód powierzchniowych Bałtyku w kierunku Atlantyku mają zasięg daleki, ale

wody głębsze są izolowane progiem Cieśnin Duńskich. Stąd różnego pochodzenia turbulencje, np.

sztormowe, mogą przemieszczać BŚT składowane na jego głębiach i ograniczone tylko do koryta

Bałtyku – będą one przez to działać z silniejszą koncentracją niż gdyby były rozproszone.

Przykładem tego, że zrzuty masy mogą się przemieszczać z daleko większych głębin

morskich i na daleko większe odległości, są błędne założenia o braku przepływów głębokowodnych

względem lokalizacji wysypisk w Południowej Kalifornii i w pobliżu New Jersey, wskutek których

na dno Atlantyku o powierzchni 150 km2 zrzucono ponad 8 mln m

3 odpadów krążących obecnie w

oceanach. Zakładano, że zrzuty na dno głębin 171 km od brzegu poza szelfem będą tam izolowane

przez duży gradient gęstości pomiędzy zimnymi wodami dennymi a ciepłymi –

powierzchniowymi. Okazało się, że zrzuty głębinowe Nowego Jorku zostały rozniesione w oceanie

i znaleziono je aż u wybrzeży Wielkiej Brytanii. Prawdopodobnie zostały one rozniesione na drugą

stronę Atlantyku przepływem mas wodnych Prądu Zatokowego.

Biorąc pod uwagę wzór przepływów cieków głębinowych, odpady z głębin przybrzeżnych

Stro

na2

2

Nowego Jorku mogły zostać uniesione w wodach głębinowych na południe, pokonały Atlantyk,

opłynęły cypel Afryki i albo

1) w Pacyfiku, płynąc na północ wzdłuż wybrzeży Afryki w strefie równikowej, uniosły się do wód

powierzchniowych, z którymi opłynęły Afrykę, po czym na Atlantyku przekroczyły 2 razy jego

szerokość, aby wypłynąć na wybrzeża Wielkiej Brytanii (Rys. 21); albo

(2) w Pacyfiku przepłynęły na jego środek przy dnie w Oceanie Lodowatym, skąd skierowały się na

północ aż do Pacyfiku Północnego, w którym wypłynęły jako wody powierzchniowe wracające

przez Pacyfik w pasie równikowym aż do wybrzeży Afryki i dalej płynęły tak samo, jak wody

powierzchniowe w punkcie 1;

Rys. 21. Przepływy mas wodnych Wszechoceanu.

3) możliwe też, że u wybrzeży USA odpady pokonały barierę gradientu gęstości w procesie

mieszania wód i wypłynęły z głębin na powierzchnię. W wodach powierzchniowych przekroczyły

Atlantyk unoszone w Prądzie Zatokowym do wybrzeży Anglii.

Wody głębinowe, gęste, słone i zimne, mogą wypłynąć na powierzchnię po wymieszaniu się

z lżejszymi. Mieszanie wód może nastąpić w wyniku działania wiatru (upwelling) lub pływów

tworzących fale wewnętrzne na grzbietach podwodnych i zboczach, generujące mieszanie

turbulentne.

Generacja wody głębinowej

Prąd powierzchniowy

Prąd głębokowodny

Stro

na2

3

Rys. 22. Mieszanie wód generowane pływami: pływy (strzałki niebieskie) na zboczach i grzbietach podmorskich

generują fale wewnętrzne (strzałki zielone), które wytwarzają z kolei mieszanie turbulentne (spirale czerwone)

(22).

Rys. 23. Mieszanie wód w procesie upwellingu u zachodnich wybrzeży Ameryki Pd. dla wiatru wiejącego w

kierunku północnym. U wschodnich wybrzeży Australii wiatr wiejący w kierunku południowym da mieszanie

wód w downwellingu (31).

Rys. 24. Dokładniejszy schemat przepływu mas wodnych. Wody głębinowe wypływają na powierzchnię głównie

od mieszania turbulentnego na grzbietach podmorskich i od strumieni ku powierzchni wokół Antarktydy (22).

Mieszanie turbulentne

Pływy

Fale wewnętrzne

Dno Australii Dno Ameryki Pd.

Downwelling Upwelling

La Nina

Wiatr

Poziom morza

Przepływ powierzchniowy upwelling napędzany wiatrem Morze Labradorskie przepływ głębokowodny upwelling wywołany mieszaniem Morze Grenlandckie Przepływ przydenny zasolenie > 36 ‰ Morze Weddella

Tworzenie wody dennej zasolenie < 34 ‰ Morze Rossa

Stro

na2

4

W strefie zwrotnikowej procesy pionowego mieszania powodują wzrost temperatury wody

głębinowej, redukują jej gęstość i doprowadzają do wyniesienia jej na powierzchnię.

W procesie mieszania wód dochodzi do migracji pionowych zooplanktonu. Zooplankton np.

kryl, podczas migracji pionowych w wyniku ruchu miliardów odnóży przemieszczających

cząsteczki wody wytwarza energię turbulencji podobną do występującej w kanałach pływowych.

Woda wewnątrz kilometrowych ławic i skupień kryla wskutek powyższego procesu, a także

metabolizmu kryla, jest bardziej ciepła i wymieszana, jest także zmodyfikowana fizycznie i

chemicznie (metabolizm zooplanktonu 63 TW) (22).

Przydatność znajomości rysunku prądów morskich

Znajomość systemów przepływu mas oceanicznych ma bardzo duże znaczenie dla

zrozumienia i zlokalizowania oraz określenia wymiany masy i energii w systemie ocean –

atmosfera i ocean – ląd – atmosfera. Umożliwia sporządzenie prognozy pogody, dzięki której

można zaplanować niebezpieczną pracę, np. na morzu. Niestety, niekiedy lekceważy się ostrzeżenia

sztormowe (Rys. 25).

Rys. 25. Wywrócenie pogłębiarki przez wysokie fale. Przed wyjściem z portu podano stan zagrożenia

sztormowego.

Przepływy dużych mas oceanu mają także istotny wpływ na kształtowanie klimatu – lepiej

transportują energię pomiędzy szerokościami geograficznymi niż wiatry, które je tworzą.

Prądy ciepłe przenoszą ciepłe wody w wyższe szerokości geograficzne. Tym samym

przyczyniają się do wzrostu temperatury na obszarach, obok których przepływają, oraz do

zwiększenia wilgotności, ponieważ prądy ciepłe przynoszą duże opady. Dlatego zachodzą nad nimi

ruchy konwekcyjne sprzyjające powstawaniu chmur i opadów. Prądy zimne natomiast wpływają na

ochłodzenie i osuszenie klimatu. Często przyczyniają się do powstawania pustyń nadbrzeżnych.

Stro

na2

5

Prąd Norweski, płynący wzdłuż wybrzeży Norwegii, będący odnogą ciepłego Prądu

Zatokowego, decydująco wpływa na klimat Norwegii. Zimą prąd ten oddaje ciepło atmosferze.

Ciepło to, niesione wiatrem, ogrzewa wybrzeże Norwegii. Latem – odwrotnie – prąd przyjmuje

ciepło z masy powietrza ogrzanego z radiacji słonecznej w długich dniach letnich. W konsekwencji

latem oziębione powietrze chłodzi wybrzeża Norwegii. Prąd ten powoduje największe w świecie

dodatnie anomalie klimatyczne, dochodzące w rejonie Lofotów do 25°C.

Zimny Prąd Benguelski występujący u południowo-zachodnich wybrzeży Afryki przyczynił

się do powstania pustyni Namib.

Na półkuli południowej w wyższych szerokościach geograficznych nie ma kontynentów.

Rozwinął się tam zimny prąd – Dryf Wiatrów Zachodnich – opływający Antarktydę.

Prace podwodne w rzekach, portach i na morzu prowadzi firma PRCiP w Gdańsku. Znajomość przepływów w ciekach jest

bardzo ważna dla pracy tej firmy. Niestety jest to przedsiębiorstwo, które miało i prawdopodobnie ma najwięcej wypadków.

Stro

na2

6

Przepływ prądów morskich w sektorze atlantyckim Antarktyki – powstanie prądu

okołoantarktycznego

Rys. 26. 50 mln lat temu woda w oceanie przy zachodniej Antarktydzie połączonej z Ameryką Pd. miała

temperaturę ~10°C. 36 mln lat temu połączenie Antarktydy z Ameryką zostało zerwane, powstał prąd Dryf

Wiatru Zachodniego, kontynent przemieścił się na biegun i temperatury wody spadły do ujemnych: -1,8°C (32).

Rys. 27. Przerwę między kontynentami wypełniają wyspy i góry podmorskie, które są śladem dawnego

połączenia i tworzą wyspy Łuku Scotia.

Stro

na2

7

Rys. 28. Prąd Antarktyczny (Dryf Wiatru Zachodniego) płynie zgodnie z ukształtowaniem dna morskiego,

wzdłuż wysp i gór podwodnych Łuku Scotia-Weddella. Jest to ciepły prąd morski. Styka się od południa z

zimnymi wodami Morza Weddella (bo są bliżej kontynentu pokrytego lodem i bliżej bieguna). Na zejściu

ciepłych i zimnych mas wodnych tworzy się ich zlewisko, które przebiega analogicznie jak wyspy Łuku Scotia. To

pokazuje, że Prąd Antarktyczny płynie w zależności od ukształtowania dna morskiego i od przebiegu gór

podmorskich. Rozdzielają one wody zimne przy kontynencie od ciepłych – północnych, morskich. Odzwierciedla

się to w przebiegu kry lodowej, zgodnym z przebiegiem wysp Łuku Scotia.

Rys. 29. W okresie lata antarktycznego pomiędzy wyspami Elefant i Orkady Pd., tak jak przy dnie są góry

podwodne, tak zatrzymywał się brzeg północnego zasięgu krawędzi kry lodowej. Góry podwodne torowały

przepływ ciepłego prądu z Morza Scotia, który podwyższał temperaturę i tym samym wstrzymywał dalsze

Wody zimne Morza Weddella, T = 0°C–1,8°C

Zlewisko Weddella-Scotia

Prąd Antarktyczny ciepły, T = 1-3°C

Stro

na2

8

zalodzenie. Wyspy łączyła strefa przylodowa; w niej, na środku oceanu łowiono gatunki larw ryb przybrzeżnych,

które nie pływają po otwartych wodach. Kra lodowa rozszerzała dla nich strefę przybrzeżną wysp, tworząc

większe siedlisko i dając możliwość pływania pomiędzy wyspami (33).

Tab. 1. Larwy ryb łowione w strefie przylodowej Elefant-Orkady Pd., na otwartym oceanie, w sezonie 1988/89

larwy kry oceanu\zac. 40 41 55 56 65 66 67 69 71 73 74 78 82

larwy\zaciąg 40 41 55 56 65 66 67 69 71 73 74 78 82

gatunki przybrzeżne, denne

gatunki szelfowe, głębokowodne, denne

C. aceratus 5

1

Cr. antarcticus 1

1 4

1

C. rastrospinosus

5

2

1

Neopagetopsis sp.

1

C. wilsoni

1 3 2 3

gatunki batypelagiczne

T. eulepidotus

1

N. Ionach

2

1 1

L. larseni

1 1

N. Coatsi

2

1

P. macropterus

2

gatunki pelagiczne, oceaniczne

Notothenia sp.

1

Pl. antarcticum 1

4

gatunki przybrzeżne, pelagiczne

E. carlsbergi

20

C. gunnari

1

E. antarctica

48 35

Pagetopsis sp.

5 2

3 1

G. opisthopterus

1

gatunki denne, gór podwodnych, szelfu

l. biała – brzeg kry od 26.XII.88 do 8.I.89; żółta od 9.I.

D. eleginoides

2

do 13.I.89. Góry podwodne i kra łączą Orkady z Elefant

Rys. 30. W okresie zimowym zasięg lodu wzrasta w kierunku północnym, a podczas dużych zim dociera do

wyspy Georgii Pd., przebiega na zlewisku Weddella-Scotia. W tej strefie występują stadia larwalne kryla,

którymi żywią się larwy ryb. Strefa przylodowa przyjazna dla larw ryb rozszerza ich zasięg znacznie dalej na

północ (mogłyby więc migrować lub zostać wniesione do sąsiedniej strefy klimatycznej). Prąd Antarktyczny,

(Dryf Wiatrów Zachodnich) zakręca tak jak ciąg wysp Łuku Scotia-Weddella (33) – patrz też niżej, Rys. 35.

Stro

na2

9

Rys. 31. Migracje pomiędzy wyspami Orkadami a Georgią Pd. może umożliwiać zbliżona dla obu wysp i

optymalna dla życia larw ryb temperatura wód między pierwszą a drugą wyspą. Stabilność tej warstwy

zapewniałaby migracje w poprzek różnych stref klimatycznych. Warstwa ta leży w zlewisku Weddella-Scotia,

oddzielającego wody południowe (zimne) od północnych (ciepłych). Strefa rozdziału przypada na Łuk Weddella-

Scotia.

Rys. 32. Profil B przy Półwyspie Antarktycznym pokazuje wpływ zimnych wód Weddella na ciepłe wody Prądu

Antarktycznego.

Stro

na3

0

Rys. 33. Profil A temperatury wody od Orkadów w kierunku Georgii pokazuje niewielki wpływ zimnych wód

Weddella na ciepłe wody Prądu Antarktycznego – profil bardziej odległy od zimnego kontynentu.

Rys. 34. Profil temperatury C przy Georgii Pd. Na głębokości poniżej 120 m występują temperatury podobne do

temperatur obecnych w poprzednich profilach.

Powyższe badania wzoru przepływu prądu Dryfu Wiatrów Zachodnich z lat 1980,

potwierdzają badania współczesne (34). Jego termicznie jednorodne własności wskazują, że łącząc

wyspy Szetlandów Pd z Georgią Pd., może dla nich tworzyć jedno kontinuum, scalane dodatkowo

pokryciem lodowym.

Stro

na3

1

Rys. 35. Przepływ prądu Dryfu Wiatrów Zachodnich (ACC) zatrzymuje się na wyspach Sandwichy Pd. Jego

południowa granica (SB) zawraca na Georgię Pd. Front Południowy Dryfu Wiatrów Zachodnich (SACCF)

przepływa bezpośrednio z Szetlandów Pd. na Georgię Pd. SAF – Front Subantarktyczny. Pomiary satelitarne

zawartości chlorofilu a. Linie niebieskie – zasięg pokrycia lodowego (15%) przerywana w zimie, ciągła - latem

R

Front Polarny

Front Polarny

Stro

na3

2

Rys. 36. Przepływ Dryfu Wiatrów Zachodnich jest torowany stokiem kontynentalnym Półwyspu Antarktycznego.

Formują się przeciwprądy: Prąd Stokowy Polarny i Prąd Przybrzeżny Półwyspu Antarktycznego.

Rys. 37. Przepływ Dryfu Wiatrów Zachodnich (a także pokrycie lodowe) może rozszerzać granice zasięgu

gatunków ryb pelagicznych i niektórych dennych z Półwyspu Antarktycznego na szelf Goergii Pd.

Dzięki przepływowi prądu Dryfu Wiatrów Zachodnich wody szelfowe wysp Szetlandów Pd.

i Georgii Pd pomimo ich położenia w dwóch różnych strefach klimatycznych mają podobne

warunki oceanograficzne - termiczne.

Stro

na3

3

Tab. 2. Duże różnice klimatyczne i brak oceanograficznych – termicznych pomiędzy Szetlandami Pd., a Georgią Pd.

Wyspy Łuku Scotia, będące przeszkodą

dla przepływu generują w nich wiry i

upwellingi, które mieszają warstwy wodne

pionowe i łączące się wody od południa

zimnego morza Weddella i od północy

cieplejszych wód morza Scotia czyniąc je

jednorodnymi w zlewisku. Umożliwia to też

wymieszanie się ryb z różnych środowisk i ich

współwystępowanie. Z gatunkami

wysokoantarktycznymi występują ryby paku lodowego, a szelfowe wraz z głębinowymi, Tab. 1.

Taka mieszanka normalnie niewystępująca razem daje dla Zlewiska Weddella-Scotia świadectwo

mieszania się dwóch różnych prądów na granicach zasięgów. Umożliwia tym samym identyfikację,

rozdział i pomiary prądów.

Największy prąd oceaniczny Dryf Wiatrów Zachodnich otacza skomplikowany system

wodny i rzeczny Antarktyki

Dryf Wiatrów Zachodnich ma długość 21000 km i przez 38 mln. lat przemieszcza na

wschód 130000000 m3/s, tj., 100 razy więcej niż przepływ wszystkich razem wziętych rzek świata.

Środkiem prądu przebiega Front Polarny – Konwergencja Antarktyczna rozdzielająca południowe

zimne wody polarne od północnych ciepłych i stanowiąca barierę dla większości ichtiofauny

zasiedlającej specyficznie surowe warunki Oceanu Lodowatego - Krainy Antarktycznej, spiżarni

chłodu kuli ziemskiej (rekordowo najniższe temperatury świata = -93,2°C, o 25°C mniej niż

temperatury najzimniejszych zamieszkałych regionów), zwanej też zamrożoną pustynią (występuje

tu mniej gatunków ryb niż w innych rejonach świata, około 160 gatunków należących do około 40

rodzin). W faunie ryb około 70% rodzajów i około 95% gatunków nie przenika na północ od

Konwergencji Antarktycznej (35). Dryf Wiatrów Zachodnich w zastępstwie rzek jest zasilany w

wodę słodką przez spływy lodu. Każdego roku do prądu spływa 150 km3 lodu, co odpowiada 15%

w całkowitym podnoszeniu poziomu morza na świecie (36).

Pomimo nawet zerowych opadów Antarktyka posiada 90% światowego zasobu słodkiej

wody w formie lodu. Liczne strumienie lodowe (10% pokrywy lodowej) spływają ze szczytów

gigantycznymi korytami o wysokości nawet Wieży Eiffla (najwyższy szczyt Vinson Massif wynosi

4,9 km) na liczne lodowe szelfy Antarktydy. Zachodnia część Antarktydy krajobrazowo przypomina

Andy. Antarktyda posiada ponad 70 subglacjalnych jezior leżących tysiące metrów poniżej

pokrywy lodowej, której średnia grubość wynosi 2,5 km. Jeziora te istnieją od 35 mln lat i

prawdopodobnie mają życie mikrobiologiczne (36).

Lodowce topią się z powodu rzek płynących pod lodowcami do oceanu w systemie koryt

utworzonych w wyniku tarcia lodowców o skały macierzyste i wysokiego ciśnienia. Tarcie jest tym

większe im większa jest grubość i prędkość lodowca.

Koryta szelfów lodowcowych (to jakby dorzecza) stanowią kontynuację potoków i rzek

stopniałej wody, powstających pod lodowcem kontynentalnej części Antarktydy. Przy zejściu z

kontynentu strumienie nie mieszają się z wodą morską. Woda słodka jest lżejsza od słonej,

wypływa na górę i „ślizga się” po dolnej płaszczyźnie lodowca, przekształcając się w rzekę

stabilizującą pola lodowcowe, Rys. 40, (37).

Opady śniegu są częste i silne, rejestrowano opad 1,22 metrowy w ciągu 48 godzin.

Występują też opady czystego nieba w postaci pyłu z drobnych kryształków lodowych, oraz rzeki

atmosferyczne – wijące się z Oceanu Indyjskiego do Antarktyki długie, wąskie smugi pary wodnej

rozciągające się po niebie na setki kilometrów. Na brzegach kontynentu występują silne wiatry

katabatyczne o sile sztormów (36).

Parametr środowiska. Szetlandy Pd

Georgia Pd

Oceanograficzne wody morskiej

Masy i prądy wodne ACC, WW, CDW

ACC, WW, CDW

Temperatura wody [°C]

Na 150 m: 0,25°C

Na 150 m: 0,25°C

Klimatyczne, atmosferyczne

Temperatura latem max

Styczeń 0,97°C

Styczeń 3,55°C

Temperatura zimą min

Sierpień -1,65°C

Sierpień 0,22°C

Stro

na3

4

Rys. 38. Rzeka lodowcowa.

0

Stro

na3

5

Rys. 39. Ruchome szelfy lodów. Z jeziora Cook’a korytem szelfu Cook’a do oceanu spłynęło 6 bilionów ton H2O.

Rys. 40. Spływanie lodowca szelfowego Ronne Filchnera.

0

Antarktyda

Zachodnia

Antarktyda

Wschodnia

4000

2000

Jezioro Cook’a Prędkość spływu [m/rok]

Cook

szelf lodowy

płyta lodowcowa

lody morskie

Koryto Ronne Filchnera linia gruntu

Cook

Stro

na3

6

Antarktyda jest zimniejsza od Arktyki, gdyż wznosi się w dużej części ponad 3 km nad

poziom morza – temperatury spadają wraz z wysokością. Dodatkowo ciepło Oceanu Arktycznego

przenika przez pak lodowy i zapobiega występowaniu tak ekstremalnych temperatur, jakie typowe

są dla Antarktydy (36).

Redukcja systemu kra lodowa – ocean – atmosfera w Antarktyce

Rejon Półwyspu Antarktycznego jest jednym z najszybciej ocieplającym się miejscem na

świecie. Od 1958 roku środkowa część Antarktydy Zachodniej ociepliła się o 2,4°C.

W sezonie letnim 1988/89 północny zasięg kry lodowej pokrywał południowy szelf

Orkadów Pd. na 60°30’ równoleżnika południowego, Rys. 29, natomiast nowsze badania z 2013 (34)

podają zasięg kry lodowej w okresie letnim nieprzekraczający 63° równoleżnika południowego,

Rys. 35. Stanowi to wycofanie się zasięgu północnego pokrycia lodowego o 3° południka czyli o co

najmniej 333 km do bieguna (1°=111 km). Cofnięcie się o pas 333 km w morzu Weddella pomiędzy

południkami 60°W (Orkady Pd.) a 30°W (koniec Półwyspu Antarktycznego) zmniejsza

powierzchnię lodu o 516 tys. km2. Jest to powierzchnia trapezu równoramiennego o bokach,

c=d=333 km; podstawie dłuższej, a = 30° na równoleżniku 60°30’ =1643 km i podstawie krótszej, b

= 30° na równoleżniku 63° = 1514 km. Np.: b = 1514 km dla d63/360°/30°=18173/12, gdzie d63 to

długość równoleżnika 63° wg. wzoru d63 = 2πRcosϕ, gdzie ϕ=63°, a R - promień Ziemi = 6371 km.

Dla całego wybrzeża Antarktydy cofnięcie się północnego zasięgu lodu o 3°, czyli o 333 km

oznacza zmniejszenie w okresie letnim pokrycia lodowego o co najmniej 6,2 mln. km2.

Pokrycie lodowe ma ogromne znaczenie nie tylko dla systemu wodnego Oceanu

Południowego, ale dla całego systemu wodnego Ziemi, gdyż determinuje zmienność wody dennej

Wszechoceanu ABW, a jednocześnie zależy od jego wód głębinowych NADW (38).

U wybrzeży Antarktydy

tworząca się kra lodowa

konstytuuje się z

wynoszonej w

upwellingu ciepłej

Okołopolarnej Wody

Głębinowej (CDW) - z

części czystych

cząsteczek wody a

pozostała jej część -

rozpuszczone związki

mineralne zwiększają

gęstość wody pod lodem i ta wskutek tego opada ona na dno tworząc Antarktyczną Wodę Denną

(ABW) płynącą daleko na północ za równik przy dnie oceanów: Atlantyku, Oceanu Indyjskiego i

Pacyfiku. Z drugiej strony zmienność Okołopolarnej Wody Głębinowej (CDW), tworzącej krę

lodową determinuje Północna Antarktyczna Woda Głębinowa, Rys. 41, Rys. 42.

Rys. 41. ABW- Antarktyczna Woda Denna, NADW – Północno Atlantycka Woda Głębinowa, CW – Woda Centralna, MW – Woda Śródziemnomorska, AIW – Antarktyczna Woda Pośrednia, D - dywergencja

D

1000

Afryka

ABW

NADW CDW

AIW CW

MW

An

tarkty

da

30°S

6000

3000

0° 30°S 60°S

Stro

na3

7

Rys. 42. Masy wodne biorące udział w formowanie kry lodowej i Antarktycznej Wody Dennej (ABW). AAIW –

Antarktyczna Woda Pośrednia – determinowana przez przepływy soli. SAMW – Subantarktyczna Woda

Pośrednia determinowana przez Wiatry.

Rys. 43. Układ prądów morskich i mas wody. ASW- Antarktyczna Woda Powierzchniowa, SSW - Subtropikalna/Subantarktyczna Woda

Powierzchniowa, AIW – Antarktyczna Woda Pośrednia, FP – Front Polarny, ABW- Antarktyczna Woda Denna, CDW – Około-polarna

Woda Głębinowa, NADW – Północno atlantycka Woda Głębinowa, EWD – Dryf Wiatru Wschodniego, ACC – Dryf Wiatru Zachodniego.

Zmniejszenie pokrycia lodowego zwiększa ocieplenie klimatu. Odsłonięte wody oceanu

ulegają ogrzewaniu, znacznie zwiększa się parowanie. Zmniejsza się wytwarzanie Antarktycznej

Wody Dennej. Zwiększa się oddziaływanie wiatru na powierzchnię oceanu...

Woda ma największą pojemność cieplną i zabezpiecza cyrkulację globalną powietrza.

0

Północno Atlantycka

Woda Głębinowa

Okołopolarna

Woda Głębinowa

4000

2000

6000

CDW

ABW

AAIW SAMW

0° 20°S 40°S

CDW

ASW

ABW

NADW

AIW

ACC SSW

SSW

EWD

Grzbiet

Śródoceaniczny

Antarktyda

Dywergencja Antarktyczna Konwergencja

Antarktyczna

Stro

na3

8

Niezmienność przepływu prądów morskich w skali geologicznej

Od 36 mln lat największy prąd świata, Dryf Wiatrów Zachodnich swe ogromne masy toczy

tym samym torem. Stanowi to też o niewielkiej zmienności przepływów, które ten prąd obejmuje i

możliwości zastosowania współczesnych obliczeń do danych historycznych, czy dla prognozy.

Stały charakter prądów odzwierciedla obecność utrwalanych genetyczne cech biologicznych

ryb związanych z własnościami termicznymi tych prądów. 36 mln. lat temu wskutek spadku

temperatury wody w Oceanie Południowym z 10°C na -1,9°C, Rys. 26, ichtiofauna tego oceanu

aktywowała białko AFGP zapobiegające zamarzaniu krwi, umożliwiając im funkcjonowanie w

siedliskach lodowych w temperaturach poniżej punktu tworzenia się kryształków lodu.

Rys. 44. AFGP zapobiegają zamarzaniu: obniżają temperaturę krzepnięcia krwi na, lub poniżej -2,2°C, która jest niższa od zamarzania

wody morskiej = -1,9°C. AFGP: n sekwencji (Ala-Ala-Thr)n w których Thr do atomów O reszty OH mają dołączoną bisacharydę (39)

Rys. 45. Aktywność AFGP jest wyższa w stadiach rozwoju ryb żyjących w wodach zimniejszych, tj. bliżej bieguna, a pionowo na głębiach.

Białko aktywowane jest w wodzie zimnej, co nastąpiło 38 mln lat temu przy zajęciu szelfu przez lody i wyrzucenia ryb na głębiny (32).

AFGP:

AIW

SSW

SSW

3 strony w przestrzeni:

Stro

na3

9

Rys. 46. Białka AFGP hamują wzrost zarodka w płatki - gwiazdki kryształów lodu, łącząc się z nimi za pomocą wiązań wodorowych.

Rys. 47. Rozmieszczenie ryb białokrwistych w świetle trwającego przez 38 mln. lat systemu Antarktyda - Ocean

Lodowaty - Atmosfera z podziałem na gatunki wysokoantarktyczne – blisko kontynentu na szerokości ~70°S z

wysoką aktywnością białek AFGP umożliwiającą życie w zimnych prądach Dryfu Wiatru Wschodniego i gatunki

strefy paku lodowego z niższą aktywnością AFGP odpowiednio do cieplejszego prądu Dryfu Wiatru

Zachodniego. Aktywność – liczba stopni Celsjusza, o którą białko obniża temperaturę zamarzania.

Białka AFGP pozostają aktywne dzięki utrzymaniu się lodowatej wody (zależnej od systemu

600-

1000-

A2

SSW

SSW

Stro

na4

0

prądów wodnych, sprzęgniętych z cyklem wiatrów i tworzenia się kry lodowej) na określonych

szerokościach i długościach geograficznych, Rys. 47 w stanie niezmiennym.

W dalszej adaptacji do zróżnicowania systemu prądów i mas wodnych, nastąpiło

zróżnicowanie się ichtiofauny na gatunki o różnej strategii życia posiadające większą aktywność

AFGP ze względu na dodatkowe czynniki, np.: potrzeby większej aktywności pływania w

przepływach pelagicznych niż w wolniejszych prądach przybrzeżnych i przy dnie, Rys. 48

Rys. 48. Zawartość i aktywność białek AFGP ryb wysokoantarktycznych – blisko kontynentu na szerokości ~70°S w Morzu

Weddella i Lazareva, reprezentujących odmienne strategie życiowe (różne kształty ciała) dostosowane do różnych warunków

przepływów prądów na różnych głębokościach i bliskości dna szelfu (39). ABW, CDW.

Dostosowanie się ichtiofauny antarktycznej do systemu prądów oceanicznych wyraża się nie

tylko w zróżnicowaniu gatunkowym, ale także w stadiach rozwoju, w wieku ryby w obrębie

jednego gatunku, które mają odmienną aktywność AFGP zależną od zasiedlania różnych

głębokości, różnych temperatur i tym samym różnej charakterystyki przepływu prądu. W

Antarktyce istnieją ogromne czaso- przestrzenne pustki, braku pokarmu i z tego powodu występuje

zjawisko wtórnej resorpcji ciała aby przetrzymać okresy głodu, czy przestrzenie braku pokarmu.

Dlatego w Antarktyce zaznacza się proces wykorzystania siedliska jest najbardziej efektywnie.

Przykładowo rozród ryb z różnych gatunków nie odbywa się jednocześnie tylko w sezonie letnim,

bo jednoczesny wylęg z wszystkich gatunków wyczerpałby zasoby pokarmowe środowiska, lecz

rozciąga się różnymi gatunkami w okresie całego roku. Skutkiem tego różne gatunki mają wylęg w

różnych miesiącach, co dla każdego gatunku zwiększa dostępność pokarmu i szansę przeżycia oraz

efektywniejszego, stopniowego wykorzystania zasobów siedliska. Ten sam mechanizm odnosi się

do przestrzennego zasiedlenia różnych siedlisk (jak wylęg w różnych miesiącach) przez różne

gatunki a nawet przez różne stadia rozwoju zapewniającego najlepsze wykorzystanie zasobów w

całej zmienności środowiska. Determinuje to pełne przystosowanie się gatunków ryb do

oddzielnych sąsiadujących czasowo i przestrzennie siedlisk, wyrażone różną aktywnością AFGP.

Afryka

Stro

na4

1

Rys. 49. Aktywność białek AFGP jest wstrzymywana i wzrasta w adaptacji stadium rozwoju ryb do przejścia z

pelagialu na dno, czy z ciepłej do zimnej wody. (39). Związki są wielopoziomowe obejmujące także typ pokarmu

Rys. 50. Zawartość białek AFGP u ryb wysokoantarktycznych jest wysoka w zimnych wodach szelfu lodowego

także u larw w wodach płytkich, a nawet wyższa niż w wodach głębokich. W tym rejonie temperatury

powierzchniowe są znacznie niższe niż wodach strefy paku lodowego. Larwy ryb dryfują tu za pokarmem. (40).

Stro

na4

2

Skamieniałe muszle lokalizują przepływy prądów morskich 30 mln lat wstecz

W podwodnych jaskiniach w Nowej Zelandii odkryto skamieniałości gigantycznej ostrygi

żyjącej 30 mln lat temu. Do niedawna uważano, że te organizmy żyły wyłącznie w Nowej Zelandii,

lecz nowe ekspedycje odkryły dokładnie te same gatunki w skamieniałych mięczakach,

ramienionogach i bezkręgowcach morskich w odległości 9000 kilometrów, wokół Antarktydy, w

Ziemi Ognistej.

Odkrycie to umożliwiło postawienie tezy, że podczas oligocenu poprzez kontynent

antarktyczny przebiegał system wodny – było to płytkie morze dające ówczesnym organizmom

morskim możliwość migracji z Nowej Zelandii do Patagonii, w poprzek Antarktydy (41; 42).

Rys. 51. Olbrzymia Panopea floridana – małż z epoki pliocenu (5-1,8 mln lat temu) z Nowej Zelandii oraz inne

skamieniałości.

Rys. 52. Szlak transantarktyczny (42).

Stro

na4

3

Dyskusja

Renaturalizacja rzek

Głównym celem renaturalizacji rzek jest zachowanie bądź odtworzenie naturalnego stanu

dolin rzecznych (przez regulację naturalnymi metodami).

Rys. 53. Ocembrowanie koryta potoku Słonki. Kwiaty znów

rosną w sąsiedztwie wody (u góry), ale renaturyzacja poprzez

obrastanie głazów powierzchni ocembrowania nieprędko

przywróci infiltrację do wód podziemnych.

W terenie nie zaobserwowano wykonania małych zbiorników naturalnych.

Stro

na4

4

Przepływy z rzek do morza i dalszy ich bieg w krążeniu powierzchniowym oceanu

Bardzo wyrazista ciągłość cieków z przepływami powierzchniowymi morza i dalej oceanu

odzwierciedla się niestety w pływających odpadach plastykowych (43). Pływające w morzach

odpady plastyku to odpady wyrzucane przypadkowo (lub celowo) do rzek i jezior. Mają one

tendencję do gromadzenia się w centrach oceanicznych wirów i na wybrzeżach mórz i oceanów.

Wody Wisły wypływające z Bałtyku płyną w prawo, na wschód, wzdłuż brzegu koryta Bałtyku,

włączają się w okrężny przybrzegowy wir Bałtyku, który osadza na plażach występujące na

powierzchni duże, ale i niewidoczne gołym okiem plastykowe drobiny śmieci morskich. Zakłócają

one także, bezpośrednio i pośrednio, wymianę masy i energii z atmosferą. Polskie miasta, i tym

samym rzeki, są bardzo zaśmiecone, dlatego na terenie całej Polski prowadzone są akcje

oczyszczania przyrody ze śmieci.

W Rabce każdego roku szkoły organizują akcję zbierania śmieci z potoków i z ich brzegów.

Niestety to tylko kropla w morzu potrzeb. Wycieczki w „ostępy” Raby, w pozaparkową część

miasta nie dają przyjemności oglądania czystej wody i zieleni.

Jednym z niechlubnych dowodów na istnienie przepływów oceanicznych mas wodnych

stała się pewna katastrofa morska. W 1992 roku na środku Pacyfiku, w czasie sztormu, do morza

wpadł ładunek tysięcy gumowych zabawek (44). Zabawki zostały odnalezione na całym świecie, co

umożliwiło lepsze zrozumienie szlaków prądów oceanicznych.

Rys. 54. Morska podróż pływających zabawek (45).

Plastykowe śmieci morskie unoszone w powierzchniowych przepływach gromadzą się w

miejscach o słabym przepływie – w środkach wirów oceanicznych. Strefa konwergencji wewnątrz

Wiru Północno-Pacyficznego kumuluje ponad 3 miliony ton plastyku na powierzchni ponad 1,2 mln

km2 (46). W każdym metrze sześciennym wody na 0,45 kg planktonu przypada 2,7 kg plastyku.

Stro

na4

5

Rys. 55. Plama plastykowych odpadów w strefie konwergencji nie jest łatwo widoczna, ponieważ składa się z

bardzo drobnych części, prawie niewidocznych gołym okiem, w większości zawieszonych pod powierzchnią

morza. Śmieci (20% ze statków, 80% z lądu: z rzeki Ganges i z rzek Bangladeszu, Nigerii) do plamy wnoszą

prądy morskie. Hawajskie plaże obfitują w podobne odpady.

Zlewisko Bałtyku rozciąga się na obszarze krajów wysoko uprzemysłowionych, które

generują duże ilości pływających plastykowych zanieczyszczeń, degradujących się do

niewidzialnych drobin.

Czy zabawka wrzucona do potoku Poniczanki (zakładając, że dotrze do Arktyki) może

dostać się do Pacyfiku przez cieśninę Beringa?

Zabawka z Japonii wrzucona do Pacyfiku przepłynęła Cieśninę Beringa, Arktykę i dostała

się do Atlantyku na wybrzeża Anglii. Czy podobna zabawka mogłaby pokonać tę samą drogę w

odwrotnym kierunku?

Rysunek prądów prezentowany w literaturze wskazuje, że woda z Prądu Norweskiego

Przybrzeżnego, zawierająca wody Bałtyku, wpływająca do Arktyki może dostać się do samego

wlotu Cieśniny Beringa. Jednak nie ma żadnych danych o istnieniu jakiegokolwiek prądu z Arktyki

do Pacyfiku płynącego przez tę cieśninę. Przepływ odwrotny Cieśniną Beringa (z Pacyfiku do

Arktyki) determinuje różnica poziomów pomiędzy Pacyfikiem i Atlantykiem. Prawdopodobnie

cyrkulacja termohalinowa Wszechoceanu funkcjonuje w synchronizacji z przepływami przez

Cieśninę Beringa (21-18 tys. lat temu nie istniała (47)), więc z pewnym przesunięciem czasowym

kompensuje poziom wody w oceanach. W momencie kompensacji – wyrównania poziomów wody

– przy inercji przepływu wód Pacyfiku do Arktyki przez Cieśninę Beringa może powstać

podciśnienie generujące przeciwprądy.

Przykłady cieśnin oceanicznych wskazują obecność przeciwprądów w stosunku do prądu

głównego (np. Cieśnina Drake’a).

Stro

na4

6

Rys. 56. Przepływy prądów mogą się zmieniać w zależności od sezonu. Zimą, gdy spływy z rzek są mniejsze, Prąd

Norweski Przybrzeżny może przebiegać bliżej prawego brzegu Arktyki i dotrzeć do Cieśniny Beringa pod lżejsze wody

wpływające z Pacyfiku.

Rysunek rzeczywistego biegu prądu przez Cieśninę Beringa wskazuje przy brzegu

wschodnim dodatkowy przepływ, wstrzymujący przepływ północny prądu wschodnim brzegiem w

Cieśninie Beringa.

PPrrąądd NNoorrwweesskkii PPrrzzyybbrrzzeeżżnnyy

CCiieeśśnniinnaa BBeerriinnggaa

Stro

na4

7

Rys. 57. Trasa boi płynącej z prądem przez Cieśninę Beringa od 1 czerwca do 13 kwietnia 1994 (48). Boja nie

popłynęła wprost do cieśniny, tylko przepłynęła na jej drugą stronę – wskazuje to na występowanie meandrów i

przeciwprądów.

Prądy a zanieczyszczenia wnoszone do osadów w Zatoce Gdańskiej i Botnickiej

W badaniach Instytutu Oceanografii UG w 2011, w osadach powierzchniowych Basenu

Gdańskiego stwierdzono stężenie rtęci całkowitej HgTOT= 1-277 ng/g s.m., w większości nie

przekraczające 30 ng/g s.m., stąd jako niższe niż w Zatoce Botnickiej (360 ng/g s.m.) czy w Zatoce

Fińskiej 250 ng/g s.m (49). Przyczyną wyższych stężeń rtęci w osadach Zatoce Botnickiej i Fińskiej

mają być ścieki z pobliskich celulozowni i zakładów włókien sztucznych i chloru. Natomiast

wysokie stężenia rtęci w osadach zachodniego skłonu Głębi Gdańskiej (ZG4) tłumaczy się

dopływem zanieczyszczonego materiału osadowego z innych zachodnich rejonów Bałtyku, np. z

Zatoki Pomorskiej wraz z prądami morskimi (49). Nie poddaje się do dyskusji przebiegu prądów w

Bałtyku, Rys. 5, z którego wynika, że prądy morskie z zachodu nie zatrzymują się na Zatoce

Gdańskiej, lecz płyną dalej na wschód, więc mogą materiał osadowy Zalewu Szczecińskiego unosić

dalej na wschód wzbogacony o materiały osadowe z Zatoki Gdańskiej i być jedną z przyczyn

wyższego zanieczyszczenia rtęci w Zatoce Botnickiej i Fińskiej. Zanieczyszczenia tamtejszych

celulozowni wnoszone z prądami rzek zgodnie z dalszym ich włączeniem się w cykl okrężny

prądów Bałtyku mogą bardziej zanieczyszczać rejony na prawo od swego ujścia w Zatoce

Botnickiej.

Stro

na4

8

Rys. 58. Mapa Bałtyku.

W pracy podaje się zanieczyszczenia osadów rtęci, jako największe w Centralnej Zatoce

Gdańskiej - z dala od jego głównego transportowania rzeką Wisłą z obszaru zlewni, a co najmniej 2

krotnie mniejsze przy ujściu Wisły, Rys. 59.

Rys. 59. Lokalizacja stacji badawczych i stężenia rtęci w

osadach powierzchniowych Basenu Gdańskiego w 2011 r

(49).

Z drugiej strony otwartą część Basenu Gdańskiego charakteryzuje się niewielką dynamiką

środowiska umożliwiającą depozycję drobnodyspersyjnego materiału osadowego i materii

organicznej (49). Przeczy to przedstawionej sytuacji dalekiego wyniesienia materiału osadowego z

ujścia rzeki aż na Głębię Gdańską, z tak dużym pominięciem przybrzeży. Podobnie znaczny (×4, ×7

krotny) wzrost zanieczyszczeń osadów powierzchniowych na Głębi Gdańskiej w stosunku do ujścia

rzeki Wisły zarejestrowano dla dioksan, np., dla ∑PCDF od 30,03 ±41,52 (Zalew Wiślany) ng/kg

Zatoka

Botnicka

Zatoka

Fińska

Stro

na4

9

do 267,23 ±128,22 ng/kg (Głębia Gdańska) (50). Nasuwa się tutaj możliwość przenoszenia osadów

z ujścia i kanałów Wisły oraz portów Gdańsk – Gdynia na dno głębin podczas budowy i odnowy

dróg żeglugowych portu i ujścia Wisły.

Już od 2009 roku w Zatoce Gdańskiej obserwowano wzmożone ruchy dna i istnienie

podwodnej piaszczystej mielizny. Nie wiadomo dokładnie, w jaki sposób powstał ryf - czy są to

przyczyny naturalne, czy raczej jego wynurzenie może być związane jest z pracami refulacyjnymi.

Rys. 60. Ryf - nowa wyspa na Zatoce Gdańskiej.

Rys. 61. Lokalizacja nowej wyspy i klasy dna związane z rozmieszczeniem osadów i prędkości orbitalnej przy

dnie. I - wody płytkie do 1 m; II – wody od 1,5 do 3 m, osady piaszczyste stabilne; III – na granicy strefy

eufotycznej, 25% osadów mulistych i iłowych, niewielkie oddziaływanie maksymalnego falowania; IV – strefa

płytka do 6 m; okresowo silne falowanie powodujące prędkość orbitalną powyżej 0,7 m/s i przemieszczające

osady; V- dno bez światła i oddziaływania falowania, znaczna różnica temperatur, średnia głębokość 23 m,

przewaga osadów piaszczystych, zasolenie nieznacznie wyższe; VI – obszary najgłębsze, średnia 80 m, muliste i

ilaste, zmienność roczna temperatury około 3°C, średnie zasolenie dużo większe niż na obszarach płytkich (51).

Stro

na5

0

Mapy prądów w zatoce pokazują przepływy powierzchniowe, mapa klas dna (51) podaje, że od V

klasy nie ma oddziaływania falowania wiatrowego w strefie przydennej, czyli w rejonie Głębi

Gdańskiej. Z drugiej strony silne wypływy powierzchniowe z rzeki mogą powodować przeciwprądy

przy dnie, Rys. 62, w sytuacjach podobnych jak w Cieśninach Duńskich, Rys. 9.

Rys. 62. Wpływ dużej masy wód rzecznych do morza może generować silne przeciwprądy wód dennych z morza

w kierunku ujścia rzeki, zwłaszcza luźny materiał z klapowiska.

Wnioski

1. Regulacje koryta rzek zlewiska Bałtyku prowadzone w latach 60. zwiększyły transfer masy wód

słodkich z Bałtyku do Morza Arktycznego.

2. Topografia dna morskiego ma istotny wpływ na kierunek przepływu prądów i może generować

wiry zmieniające przepływy prądów.

3. Zabawka puszczona z prądem w potoku (w dopływie Wisły) może zwiedzić Bałtyk, Morze

Norweskie, Morze Arktyczne, Atlantyk i Pacyfik.

4. Prądy głębokowodne w oceanie można identyfikować za pomocą obecności ryb wskaźnikowych.

5. Bieg prądów i ich własności w minionych epokach odkrywają skamieniałości organizmów

wodnych.

6. Bieg prądów i ich własności w obecnych badaniach naukowych jest niedoceniony.

7. Prace pogłębiarskie, podwodne w portach, w ciekach, składowanie urobku na dno może mieć

większe znaczenie dla systemu prądów morskich.

8. W wodach Antarktyki izolowanych od przemysłu, chronionych Traktatem Antarktycznym (52)

obecnie rejestruje się zanieczyszczenia plastykiem, ołowiem i rtęcią (53; 54). Mogą być wnoszone

prądami oceanicznymi z Pacyfiku lub Atlantyku.

9. W Antarktyce występuje skomplikowany dotychczas niepoznany system rzek mający inne

nieznane związki klimatyczne, co uniemożliwia wytłumaczenie nasilenia się topnienia lodowców.

rzeka

morze

zasolenie

Stro

na5

1

Terminy i objaśnienia

Schemat obiegu wody w rzekach

Rys. 63. Schemat obiegu wody w rzekach (55).

Bilans wodny Bałtyku

Rys. 64. Bilans wodny Morza Bałtyckiego (16).

Retencja wód gruntowych

Stro

na5

2

Wymiana energii i masy w systemie ocean – atmosfera

Rys. 65. Strumienie wymiany energii i masy w Morzu Bałtyckim (16).

W wymianie ciepła na powierzchni oceanu występuje ciepło wyczuwalne (sensible heat),

ciepło utajone (latent heat), promieniowanie krótkofalowe Słońca oraz radiacja długofalowa (w

górę i w dół). W wymianie pędu atmosfera oddziałuje na ocean poprzez siłę styczną związaną z

prędkością wiatru, wymuszając wielkoskalową cyrkulację oceaniczną. W krążeniu wody słodkiej

ocean zyskuje ją w opadach atmosferycznych, a traci przez parowanie. Produkcja aerozolu

morskiego i wymiana gazów wpływa istotnie na klimat Ziemi (56).

Stro

na5

3

Cykl hydrologiczny

Rys. 66. Cykl Hydrologiczny Instytut Meteorologii i Gospodarki Wodnej, Instituto da Agua U.S. Geological

Survey.

Obieg wody nie ma punktu początkowego, ale możemy prześledzić cały cykl poczynając od

oceanu. Siłą napędową procesu obiegu wody jest Słońce. Podgrzewa ono wodę w oceanie, ta

zaczyna parować i w postaci pary unosi się nad oceanem. Wznoszące prądy powietrzne przenoszą

parę wyżej, do atmosfery, gdzie niska temperatura wywołuje proces kondensacji, powstają chmury.

Poziome prądy powietrzne, z kolei, przenoszą chmury wokół globu ziemskiego. Drobne cząsteczki

wody w chmurach zderzają się ze sobą, powiększają swoją masę i w końcu, w postaci opadu

spadają na ziemię. Opadem może być śnieg, który gromadząc się na powierzchni Ziemi z czasem

przekształca się w pokrywę lodową i lodowce. Te ostatnie mogą zatrzymać zamrożoną wodę na

tysiące lat. W cieplejszym klimacie pokrywa śnieżna zwykle wiosną roztapia się. Część wód

opadowych i roztopowych spływa po powierzchni ziemi, tworząc odpływ powierzchniowy. Dociera

do rzek i jako przepływ rzeczny podąża w stronę oceanu. Woda spływająca po powierzchni lub

przesiąkająca w głąb zasila jeziora słodkiej wody. Znaczna część wody przesiąka, infiltruje do

gruntu. Woda utrzymująca się stosunkowo blisko jego powierzchni tworzy odpływ gruntowy,

zasilający wody powierzchniowe (i ocean). Część wód gruntowych znajduje ujście na powierzchni

Ziemi, gdzie pojawia się w postaci źródeł słodkiej wody. Płytkie wody gruntowe wykorzystywane

są przez system korzeniowy roślin. W roślinach woda transpirowana jest przez powierzchnię liści i

z powrotem przedostaje się do atmosfery. Część wody infiltrującej do gruntu przesiąka głębiej,

zasilając warstwy wodonośne (nasycone wodą warstwy gruntu), które magazynują ogromną ilość

słodkiej wody przez długi czas. Jednak po jakimś czasie woda ta dotrze do oceanu, gdzie cykl się

powtarza, Rys. 66.

Stro

na5

4

Cytowane prace

1. Ganopolski, A., S. Rahmstorf. Abrupt Glacial Climate Changes due to Stochastic Resonance.

Potsdam : Physical Rev. Lett. Vol.88.No.3., 2002.

2. Fac Benedy, J. Systemy hydrograficzne. Gdańsk : Recording016-27.amr 15h. Wykłady ŚSD UG.

materiał audio, 2013.

3. Żmudziński, L., R. Kornijów, J. Bolałek, A. Górniak, K. Olańczuk-Neyman, A. Pęczalska,

K. Korzeniewski,. Słownik hydrobiologiczny, terminy, pojęcia, interpretacje. W-wa : Wyd. PWN,

2002.

4. Horton, Robert E. Erosional Development Of Streams And Their Drainage Basins;

Hydrophysical Approach To Quantitative Morphology.”. USA : Geological Society of America

Bulletin. 370 (28), s. 2011, 1945.

5. Strahler, A.N. Quantitative analysis of watershed geomorphology. NY : Transactions of the

American Geophysical Union. 38 (6), s. 913–920, 1957.

6. Shreve, R.L. Statistical Law of Stream Numbers. USA : The Journal of Geology. 74 (1), s. 17–37,

1966.

7. Allan, J. D. Ekologia wód płynących. W-wa : PWN, 1998.

8. Kędra, M. Nieliniowa analiza potoku Poniczanka. Kraków : Środowisko. Polit. Krak. Z.23,

R.109, 2012.

9. Chełmicki, W. Blaski i cienie zapór wodnych. W-wa : "Poznaj Świat" R. XXXIV, nr 2 (397), luty

1986, s. 21-22, 1986.

10. Jaguś, A., R Kulpa, M. Rzętała. Zmiany użytkowania terenu i wód powierzchniowych w

Pieninach. W-wa : „Pieniny – przyroda i człowiek” 9, s. 143-155, ISSN 1230-4751, 2006.

11. Miler, A.T. WPŁYW ZABUDOWY CIEKU W MAŁEJ ZLEWNI LEŚNEJ NA JEJ ZDOLNOŚCI

RETENCYJNE. INFRASTRUKTURA I EKOLOGIA TERENÓW WIEJSKICH. Kraków : PAN

Nr7/2008: 81-87, 2008.

12. Smigiel, 33. Hydrologia. W-wa : Chomikuj.pl.

http://docs8.chomikuj.pl/1204249646,PL,0,0,hydrologia.doc, 2012.

13. Kocur, P.M. Renaturyzacja, ale czy aby napewno? Podwodna Łódź. Łódź : Szablon Awesome

Inc.. Technologia Blogger. http://podwodnalodz.blogspot.com/2013_10_01_archive.html, 2013.

14. Mioduszewski, W., E. Pierzgalski. Zwiększanie możliwości retencyjnych oraz przeciwdziałanie

powodzi i suszy w ekosystemach leśnych na terenach nizinnych. W-wa : Centr.Koord.Proj.Środ. 1-

73, 2009.

15. Bielakowska, W. Retencjonowanie wód - mała retencja wodna. W-wa : www.ecoportal.gov.pl.

http://www.ekoportal.gov.pl/opencms/opencms/ekoportal/prawo_dokumenty_strategiczne/ochrona_

srodowiska_w_polsce_zagadnienia/Woda/retencja_wodna.html, 2013.

16. Hakanson, L. Charakterystyka fizycznogeograficzna zlewiska Morza. Gdańsk : UG,

Środowisko Morza Bałtyckiego. Zeszyt 1., 1991.

17. PRCiO Sp. Zo.o.,. Szalandy samobieżne. Gdańsk : PRCiP Sp. z o.o,

http://www.prcip.pl/szalandy-samobie%C5%BCne.html, 2010.

18. Łoginow, K. Polscy i duńscy rybacy regularnie wyławiają bryły iperytu. W-wa : Wprost.

21/2007(1274) http://www.wprost.pl/ar/106805/Bomba-w-Baltyku/, 2007.

19. UWM. Cyrkulacja pozioma i pionowa (Energia cieplna oceanu). Olsztyn :

http://www.uwm.edu.pl/kolektory/hydroenerget/oceanicz/c.poz.i.pion..htm, 2013.

20. Andrulewicz, E., M. Szymelfeing, J.Urbański, J.M.Węsławski, S. Węsławski. Morze

Bałtyckie - o tym warto wiedzieć. Gdańsk : Polski Klub Ekologiczny, Zeszyt nr 7, 1998.

Stro

na5

5

21. Ecomare. Sea currents. Texel : Texel Museum http://www.ecomare.nl/en/encyclopedia/man-

and-the-environment/water/water-currents/sea-currents/, 2013.

22. Piskozub, J. Ocean a klimat: wczoraj, dziś i jutro. Północny Atlantyk - kuźnia klimatu. Gdańsk :

IOPAN. http://www.iopan.gda.pl/~piskozub/klimat/, 2010.

23. Saetre, R., ed. The Norwegian Coastal Current—Oceanography and Climate. Trondheim :

Tapir Academic Press; ISBN 82-519-2184-8, 2007.

24. Gyory, J., A. J. Mariano, E. H. Ryan. The Norwegian & North Cape Currents. miami : Ocean

Surface Currents. http://oceancurrents.rsmas.miami.edu/atlantic/norwegian.html., 2009.

25. Mork, M. "Circulation Phenomena and Frontal Dynamics of the Norwegian Coastal Current".

Philosophical Transactions of the Royal Society A: Mathematical, Physical and Engineering

Sciences . N : 302 (1472): 635. Bibcode:1981RSPTA.302..635M. doi:10.1098/rsta.1981.0188.,

1981.

26. Saetre, R. Features of the central Norwegian shelf circulation. N : Continental Shelf Research,

19, 1809-1831, 1999.

27. Ikeda, M., i inni. A Process Study of Mesoscale Meanders and Eddies in the Norwegian

Coastal Current. N : Journal of Physical Oceanography 19: 20. Bibcode:1989JPO....19...20I.

doi:10.1175/1520-0485(1989)019<0020:AP, 1989.

28. Węsławski, J.M. ed. Arktyka Europejska. Sopot : IO PAN, ISBN 83-911901-9-6, 2012.

29. Anon. Wstępne sprawozdanie z badań przeprowadzonych na rv. “Profesor Siedlecki” w ramach

międzynarodowej ekspedycji w rejon wód otwartych północno-wschodniego Atlantyku (lipiec -

październik 1984 r.). Gdynia : MIR, 1984.

30. Traczyk, R. Analiza występowania ryb z rodzaju Argyropelecus (Osteichthes, Sternoptychidae)

w wodach Północno-wschodniego Atlantyku (37°÷46°N 12°÷30°W). Gdynia : Praca mgrska

Z.O.Biol.MIR. Prom.: T. Linkowski, 1987.

31. Madl, P. the El-Niño (ENSO) Phenomenon. NY : Environmental Physics / Lettner VO 437-503,

http://biophysics.sbg.ac.at/atmo/elnino.htm, 2000.

32. Detrich, B., C. Cheng, and A. DeVries. The Birth and Death of Genes. NY : Dnatube.com.

Scientific video site. Film of Howard Hughes Medical Institute, 2012.

33. Traczyk, R. Migrations of Antarctic fish Pseudochaenichthys georgianus Norman, 1939 in the

Scotia Sea”. Hobart : WG-FSA-12/68 Rev. 1, WG-FSA-13., 2012.

34. Murphy, et al. Comparison of the structure and function of Southern Ocean regional

ecosystems: The Antarctic Peninsula and South Georgia. UK, : Journal of Marine Systems 109–

110, 22–42, www.elsevier.com/locate/jmarsys., 2013.

35. Jakubowski, M. Białokrwistość i inne osobliwości ichtiofauny Antarktyki. W-wa : Przeg. Zol.,

XV, 3., 1971.

36. MarineBio.org. Geography of the Ocean and the Structure of Planet Water. NY : MarineBio

Conservation Society. Web. http://marinebio.org/oceans/geography.asp>., 2014.

37. Pawliszczew, B. Antarktyka uchyla rąbka swoich tajemnic. Moskwa : Głos Rosji, Rosyjska

Państwowa Spółka Radiowa, http://polish.ruvr.ru/2013_10_08/Antarktyka-uchyla-rabka-swoich-

tajemnic/, 2013.

38. England, M. Water-mass variability in the Southern Ocean. Sydney : NSW 2052. Australia,

2013.

39. Wöhrmann, A.P.A. Antifreeze glycopeptldes and peptldes in Antarctic fish specles. UK : Mar.

Ecol. Prog.Ser., Vol. 130: 47-59, 1996.

40. Hecq, J.-H., F. Volckaert. Status, control and role of the pelagic diversity of the austral ocean

(PELAGANT). Part 2: Global change, Ecosystems and Biodiversity. Belgium : Belgian Sci. Policy,

SPSD II, D/2007/1191/48, 2007.

41. Casadio, S. GIANT OYSTERS CROSS ANTARCTICA. West Antarctic Rift system: a possible

New Zealand- Patagonia Oligocene paleobiogeographic link. Kent : ADVENTURES IN

GEOLOGY. http://adventuresingeology.com/2010/02/08/giant-oysters-cross-antarctica/, 2010.

42. Cranston, P. Biogeographic Patterns in Evolution of Diptera. NY : The evolutionary biology of

files, 2002.

Stro

na5

6

43. AMRF. Plastic Debris: from Rivers to Sea. NY : Algalita Marine Research Foundation.05-29.,

2008.

44. Podsada, J. Lost Sea Cargo: Beach Bounty or Junk?. NY : National Geographic News. 04-08,

2008.

45. NOAA. Marine debris. NY : NOAA's Ocean Service, http://marinedebris.noaa.gov/disaster-

debris, 2014.

46. CSM. Congress acts to clean up the ocean - A garbage patch in the Pacific is double the size of

Texas. brak miejsca : The Christian Science Monitor.10-10, 2008.

47. Lee, A. The Thermohaline Circulation - The Great Ocean Conveyor Belt. NY : NASA/Goddard

Space Flight Center Scientific Visualization Studio. http://svs.gsfc.nasa.gov/goto?3658, 2011.

48. Kinder, T. H., D.C. Chapman, J.A. Whitehead. Westward Intensification of the Mean

Circulation on the Bering Sea Shelf. Massachusetts : Journal of Physical Oceanography, Vol.16,

1986, 2005.

49. Jędruch, A., M. Bełdowska, L.Falkowska. Rtęć całkowita w osadach powierzchniowych

Basenu Gdańskiego: Red. Falkowska, L.: Rtęć w środowisku. Identyfikacja zagrożeń dla

środowiska. Gdańsk : Wyd. UG., 2013.

50. Szlinder-Richert, J., Z. Usydus, A. Drgas. Dystrybucja przestrzenna dioksyn oraz innych TZO

w osadach powierzchniowych z polskich obszarów morskich. Gdynia : Międzynarod. Konf. Nauk.:

"Dioksyny w środowisku - nauka dla zdrowia" 2013 WOiG IO UG, 2013.

51. Urbański, J., G. Grusza, N. Chlebus. Fizyczna typologia dna Zatoki Gdańskiej. Gdynia : Prac.

Geoinf. ZOF IO UG, 2007.

52. Bleasel, I.E., B. Bolin, G. A. Knox, W. N. Bonner. Usuwanie odpadów w Antarktyce Raport

zespołu ekspertów Komitetu Naukowego Badań Antarktycznych (SCAR) w sprawie usuwania

odpadów. W-wa : POL.POLAR RES., 1990. strony 173-205. Tom 11.

53. Bargagli, R., C. Agnorelli, F. Borghini, F. Monaci, F. Enhanced Deposition and

Bioaccumulation of Mercury in Antarctic Terrestrial Ecosystems Facing a Coastal Polynya. NY :

Environ. Sci. Technol., 2005.

54. Emnet, P. Heavy metals: A heavy burden on the icy continent. NY : canterbury, 2013.

http://www.anta.canterbury.ac.nz/documents/2008-09%20Reviews%20GCAS/Emnet.pdf.

55. Bodziony, M. Komputerowe wspomaganie projektowania systemów retencji opóźniających

odpływ powodziowy ze zlewni górskiej. Kraków : Politechnika Krakowska im. T. Kościuszki, 2005.

56. IPCC. Zmiana klimatu 2007. Raport Syntetyczny. W-wa : IOŚ, 2009.