Prądy morskie i ich wpływ na klimat
- Prądy morskie (podział, prąd wiatrowy, informacje o prądach dla żeglugi) - Andrzej A. Marsz (wszelkie prawa zastrzeżone)
- Prądy Wszechoceanu - informacje o prądach morskich w sieci Internetu
- Wpływ prądów morskich na klimat: Bruno Voituriez - The Gulf Stream, Bruno Voituriez i Guy Jacques - El Niño: fact and fiction
Prądy morskie (podział, prąd wiatrowy, informacje o prądach) - Andrzej A. Marsz (wszelkie prawa zastrzeżone)
Prądem morskim nazywa się zorganizowany ruch wody w określonym kierunku, odbywający się w otoczeniu wód pozostających we względnym bezruchu. Klasyfikacje prądów uwzględniają różne ich cechy, stąd spotykamy kilka odrębnych klasyfikacji, opartych o różne kryteria:
a. według czynników powodujących powstanie danego prądu (klasyfikacja genetyczna: prądy gradientowe, prądy wiatrowe i dryfowe, prądy pływowe, prądy inercyjne),
b. według stopnia ich stałości (prądy stałe, okresowe, chwilowe, ...),
c. według głębokości, na których występują (powierzchniowe, głębinowe, przydenne),
d. według charakteru ruchu (meandrujące, prostolinijne, krzywolinijne; te ostatnie dzielimy na cyklonalne (tworzą wielkie zamknięte kręgi o kierunku ruchu na półkuli północnej przeciwnym do ruchu wskazówek zegara, na płk. południowej - zgodnym z ruchem wskazówek zegara), antycyklonalne (tworzą również wielkie zamknięte kręgi o odwrotnym od cyklonalnych kierunkach ruchu),
e. według cech fizyko-chemicznych wód w obrębie prądów. Do tej ostatniej klasyfikacji należy zaliczyć najczęściej spotykany uproszczony podział prądów na zimne i ciepłe. Prądy zimne prowadzą wody chłodniejsze od wód otaczających, prądy ciepłe - cieplejsze od wód otaczających (Sama temperatura wód prowadzonych przez prąd nie ma tu nic do rzeczy. Do tego, aby zaliczyć dany prąd do prądów ciepłych lub chłodnych, nie jest istotna rzeczywista temperatura danego prądu, lecz jedynie to, czy prowadzi on wody cieplejsze od wód otaczających, lub chłodniejsze od otaczających. Prąd Zachodniogrenlandzki, który prowadzi wody o temperaturze od +5 do 0°C jest prądem ciepłym, gdyż otaczające wody mają temperaturę od +2 do -1.7°C. Prąd Benguelski, prowadzący wody o temperaturze od 16 do 18°C jest prądem chłodnym, gdyż otaczające go wody mają temperaturę od 23-24 do 28-29°C).
Prądy gradientowe to prądy generowane przez gradient ciśnienia hydrostatycznego wynikający z różnic wysokości powierzchni morza (nachylenia powierzchni) względem powierzchni izopotencjalnej. Przyczyną powstawania różnic wysokości powierzchni wody może być np. działanie przenosu ekmanowskiego (patrz prądy wiatrowe), nierównomierne nagrzanie poszczególnych części oceanu, powodujące różnice gęstości wód powierzchniowych, działanie wiatru transportującego wody w kierunku brzegu, zmiany ciśnienia atmosferycznego nad powierzchnią oceanu, etc. Prądy wiatrowe to prądy generowane przez bezpośrednie działanie wiatru na powierzchnię morza. Prądy pływowe to prądy generowane przez falę (fale) pływowe. Prądy inercyjne to prądy funkcjonujące po ustaniu siły, która stanowiła ich przyczynę
Prądy stałe charakteryzują się niewielką zmiennością kierunku i prędkości z roku na rok i z sezonu na sezon. Prądy okresowe charakteryzują się powtarzalnością kierunku i prędkości w poszczególnych odcinkach czasu. Przykładem prądów okresowych (krótkookresowych) są prądy pływowe. Z wielkich prądów przykładem prądów okresowych jest Prąd Somalijski, płynący wzdłuż wschodnich wybrzeży Afryki na N od równika. W okresie monsunu zimowego jest prądem ciepłym płynącym z dużą prędkością na S, w okresie monsunu letniego jest prądem chłodnym płynącym na N. Prądy chwilowe działają przez krótki na ogół czas, ich kierunki i prędkości są wcześniej nieprzewidywalne. Najczęściej są to prądy wiatrowe, tworzące się pod wpływem chwilowych wiatrów, na ogół większej prędkości. Dokładniejsze obliczenie parametrów prądów wiatrowych jest najbardziej skomplikowane.
Prądy powierzchniowe obejmują cienką, 10-15 metrową warstwę wód powierzchniowych, warstwa ta jest niekiedy nazywana "warstwą nawigacyjną", gdyż w tej warstwie lokuje się zanurzenie zdecydowanej większości statków i okrętów nawodnych. Prądom powierzchniowym, z przyczyn oczywistych, poświęci się dalej najwięcej uwagi. Prądy głębinowe, to prądy funkcjonujące w toni wodnej, bez kontaktu z powierzchnią oceanu i bez kontaktu z dnem. Przykładem takiego prądu głębinowego może być np. Prąd Łomonosowa, płynący z zachodu na wschód w strefie równikowej Atlantyku na głębokości 200 - 500 m. Prądy przydenne to, jak sama nazwa wskazuje, prądy obejmujące kontaktującą się z dnem warstwę wody.
Prąd wiatrowy tworzy się w rezultacie tarcia powietrza o powierzchnię wody (działania naprężeń stycznych). Ponieważ przekazywanie energii odbywa się w funkcji czasu, woda porusza się początkowo na powierzchni bardzo wolno. W miarę upływu czasu prędkość wód na powierzchni powoli rośnie. Aby doszło do wykształcenia się prądu, którego prędkość przy danej prędkości wiatru osiągnęła maksimum, musi upłynąć pewien okres. Taki prąd wiatrowy, który przy danej prędkości wiatru ma stałą prędkość nazywamy prądem ustalonym.
Poruszająca się na powierzchni "warstwa" wody trze o warstwę pod nią leżącą, przekazując przez tarcie część swojej energii tej warstwie, wprawiając ją w ruch. Niech będzie to warstwa 2. Poruszająca się warstwa 2 przekazuje energię warstwie 3, warstwa 3 - 4, ..., warstwa n-1 warstwie n. Ilość przekazywanej z warstwy do warstwy energii zmniejsza się, w związku z czym wraz z głębokością maleje prędkość wody . Spadek prędkości wody wraz z głębokością jest ekspotencjalny (wraz ze wzrostem głębokości z, prędkość prądu zmienia się według zależności e-az, gdzie e - podstawa logarytmów naturalnych, a - pewna funkcja prędkości kątowej Ziemi, szerokości geograficznej i współczynnika lepkości kinematycznej wody, z - głębokość), co powoduje, że na pewnej głębokości faktyczna prędkość wody staje się praktycznie zerowa. Na poruszającą się na powierzchni warstwę wody działa siła Coriolisa, odchylając ją na półkuli północnej o 45° w prawo [na półkuli południowej o 45° w lewo (lustrzane odbicie)] w stosunku do kierunku przepływu powietrza. Warstwa 2, leżąca na pewnej głębokości, której ruch przekazuje warstwa powierzchniowa, pod wpływem tej samej siły Coriolisa odchyla się w również prawo od kierunku ruchu warstwy powierzchniowej, warstwa 3 odchyla się w prawo od kierunku ruchu warstwy 2, itd, itd. W rezultacie, wraz z głębokością prędkość prądu zmniejsza się i jednocześnie zmienia się kierunek przepływu wody tworzącej prąd wiatrowy. Na głębokości, na której kierunek prądu staje się przeciwny do kierunku prądu na powierzchni, a prędkość prądu staje się równa 1/23 prędkości prądu na powierzchni wyznacza się tak zwaną granicę warstwy tarcia (oznaczaną zazwyczaj jako D). Wypadkowy ruch wody w warstwie tarcia (od powierzchni do D) skierowany jest na półkuli północnej 90° w prawo od przepływu powietrza generującego prąd wiatrowy, na półkuli południowej 90° w lewo od kierunku wiatru. Ten dość skomplikowany układ ruchów wody w prądzie wiatrowym na morzu "bezgranicznie głębokim" [Morze "bezgraniczne głębokie" - w tym przypadku akwen, którego głębokość jest większa od głębokości zalegania warstwy tarcia. Jeśli np. dolna granica warstwy tarcia zalega na głębokości 100 m, dla rozwoju prądu wiatrowego jest bez znaczenia czy akwen ma głębokość 150 czy 1500 m] opisuje tak zwana spirala Ekmana [Vagn Walfrid Ekman - 1874-1854 - wybitny oceanograf, Szwed, uczeń Vilhelma Bjerknesa, opracował teorię prądów wiatrowych, skonstruował prądomierze (przyrządy do pomiaru kierunku i prędkości prądu na danej głębokości] - patrz rycina:
 |
Rysunek jest zorientowany (patrz oznaczenia N i E) i dotyczy półkuli północnej. Wiatr wieje z jakąś prędkością z S na N; kierunek ten wyznacza ciemnozielona strzałka "kierunek wiatru". Na powierzchni (z = 0) prąd (strzałka pomarańczowa) odchyla się o 45° w prawo od kierunku przepływu powietrza generującego prąd, jego prędkość na powierzchni opisuje długość wektora. Na głębokości z = 0.1D kierunek prądu odchyla się ponownie na prawo, prędkość się zmniejsza (krótszy wektor), ..., Na głębokości z = D (granica warstw tarcia), maleńki wektor (1/23 wektora na powierzchni) jest skierowany przeciwnie do kierunku prądu na powierzchni. Scałkowany od z = 0 do z = D przenos wody (przepływ) jest oznaczony jasnozieloną strzałką (transport wypadkowy; skierowany pod kątem 90° na prawo w stosunku do kierunku wiatru). Głębokość warstwy tarcia D (m) zależy od prędkości wiatru i szerokości geograficznej (oznaczenie fi). Im większa prędkość wiatru tym głębiej leży na tej samej szerokości granica warstwy tarcia. Im większa prędkość wiatru, tym więcej czasu upływa do ustalenia się prądu. Przy wietrze około 15-17 m/s wiejącym bez zmiany kierunku potrzeba około doby, aby na powierzchni prędkość prądu osiągnęła swoją maksymalną, stałą wartość. Na głębokości 100 m stabilizacja prędkości nastąpi dopiero po około 50 dobach. |
Do obliczania prędkości prądu wiatrowego (Vp) w kilku pierwszych metrach od powierzchni korzysta się z formuł przybliżonych. Jedną z nich jest:
Vp = (0.0127·Vw)/(sin (fi))0.5
określa się mianem prądowego współczynnika wiatrowego (kw). Badania wykazały, że na morzu, którego głębokość jest wyraźnie większa od dolnej granicy (głębokości) warstwy tarcia D, jego wartość nie zależy od prędkości wiatru i jest bliska 0.02. Znajomość tego współczynnika pozwala na proste określanie przybliżonej prędkości prądu wiatrowego:
Vp = 0.02·Vw,
gdzie prędkość wiatru i prądu mianowana jest w tych samych jednostkach. Oznacza to, że średnio prędkość prądu na powierzchni jest w przybliżeniu równa 2% prędkości wiatru generującego prąd. Wobec opisanego wyżej procesu przekazywania energii w głąb toni wodnej i wprawiania przez wiatr w ruch ogromnych mas wody, trudno się dziwić, że prądy wiatrowe charakteryzują się niewielkimi prędkościami.
Obliczanie kierunku i prędkości prądu wiatrowego na morzu głębokim, z dala od brzegów. Kierunek prądu to ten kierunek, w którym prąd płynie, kierunek wiatru, to ten kierunek, z którego wiatr wieje (przypomnę tu pospolicie stosowane przez marynarzy określenie - "wiatr wchodzi do róży kompasowej, prąd wychodzi z róży kompasowej").
Zatem, jeśli na półkuli północnej wieje np. wiatr NW o prędkości 20 w, to:
- kierunek wiatru "odwracamy" (+180°): NW = 315°; (315+180)-360 = 135° (SE); prąd odchyla się w prawo (zatem znak +) o 45°; 135 + 45 = 180° (S). Prędkość wiatru mnożymy przez współczynnik wiatrowy (kw) równy 0.02: 20 w·0.02 = 0.4 w. Kierunek prądu = 180°, Vp = 0.4 w.
Niech na półkuli południowej wieje wiatr NW o prędkości 45 w:
(315 + 180)-360 = 135°, wiatr odchyla się w lewo (zatem znak -) o 45°; 135-45 = 90° (E), prędkość prądu = 45·0.02 = 0.9 w. Kierunek prądu = 90°, Vp = 0.9 w.
Porównajmy obliczone prędkości prądu wiatrowego za pomocą podanego wzoru i współczynnika wiatrowego.
Niech na szerokości 55°S wieje wiatr o prędkości 35 w.
Obliczenie za pomocą współczynnika wiatrowego: 35 w · 0.02 = 0.7 w.
Obliczenie za pomocą wzoru: 35 w · 0.0127 = 0.4445, sin 55° = 0.8191, pierwiastek z sin(55°) = 0.9051; 0.4445/0.9051 = 0.4911 w, zaokrąglamy do 0.5 w.
Niech na szerokości 25°N wieje wiatr o takiej samej prędkości (35 w).
Obliczenie za pomocą wzoru: 35 w · 0.0127 = 0.4445, sin 25° = 0.4226, pierwiastek z sin(25°) = 0.6501; 0.4445/0.6501 = 0.6837, zaokrąglamy do 0.7 w.
Jak można zauważyć, wraz ze wzrostem szerokości geograficznej rozbieżności między prędkością prądu obliczonego przy wykorzystaniu prądowego współczynnika wiatrowego i wzoru na prędkość prądu narastają. Dla potrzeb nawigacyjnych wystarczającą dokładność uzyskuje z obliczeń wykorzystujących prądowy współczynnik wiatrowy.
Inaczej zachowuje się prąd wiatrowy na wodach płytkich, czyli takich, których głębokość akwenu jest mniejsza od grubości warstwy tarcia. Leżące płytko dno wprowadza tarcie, nie pozwalające na wykształcenie się pełnej pionowej struktury prądu wiatrowego. Ponieważ w przypadku płytkiego występowania dna dochodzi do stopniowego spiętrzania wody, prędkość prądu na płyciźnie może rożnić się wyraźnie od prędkości "czystego" prądu wiatrowego (o czym dalej). Największe różnice zachodzą w kierunku prądu w stosunku do kierunku wiatru. Zmiana wektora prądu na płyciźnie w stosunku do wektora wiatru zależy jednocześnie od głębokości akwenu i siły (prędkości) wiatru, gdyż wraz ze wzrostem prędkości wiatru zmienia się i głębokość (miąższość) warstwy tarcia [współczynnik tarcia rośnie wraz ze wzrostem siły wiatru przy stałej głębokości]. Odchylenie kierunku prądu od kierunku wiatru zmniejsza się wraz z ograniczeniem głębokości i wzrostem siły wiatru. Orientacyjne wartości tych zmian zestawione są w tabeli poniżej:
 |
x | Odchylenia wektora prądu powierzchniowego (°) od wektora wiatru w zależności od siły wiatru i głębokości akwenu (za Jegorovem, 1974). Niebieskie wartości - kierunek prądu powierzchniowego różniący się od kierunku prądu wiatrowego na morzu głębokim |
Analizując wartości w tabeli, można zauważyć, że w przypadku gdy głębokości są równe, większe od 100 m, niezależnie od siły wiatru, przyjmować można wartość odchylenia wektora prądu wiatrowego. Ewentualne różnice kierunku prądu powierzchniowego na takich głębokościach w stosunku do kierunku prądu wiatrowego na morzu głębokim stają się zaniedbywalnie małe. Z kolei na wodach płytkich, o głębokościach rzędu do kilkunastu metrów, przy wietrze o sile 5-6°B i większej można przyjmować, że kierunek prądu powierzchniowego pokrywa się z wektorem wiatru.
Prędkość prądu powierzchniowego na płyciznach jest niepoliczalna, gdyż przestaje on występować w czystej postaci prądu wiatrowego. Na ogół w cieśninach oraz na akwenach przybrzeżnych wraz ze wzrostem siły (prędkości) wiatru rosną nachylenia powierzchni wody, co pociąga za sobą powstawanie prądów gradientowych, na które nakładają się zazwyczaj prądy pływowe (wyjątkiem są tu morza bezpływowe). W rezultacie prędkości prądów w takich warunkach charakteryzują się dużą zmiennością, dodatkowo uzależnioną od kierunku wiatru. Na ogół prędkości prądów powierzchniowych w takich warunkach stają się znacząco wyższe od czystych prądów wiatrowych, często przekraczając 1.0 - 1.5 węzła.
Typowe prędkości prądów wiatrowych na morzu głębokim mieszczą się w granicach od 0.2 do 0.8 węzła. Tylko przy najsilniejszych i jednocześnie długotrwałych wiatrach wiejących z tego samego kierunku ich prędkości przekraczają 1 węzeł. Faktycznie, przy bardzo dużych prędkościach wiatru, które polączone są z dużymi gradientami ciśnienia atmosferycznego, tworzą się prądy stanowiące wypadkową kilku, różnych pod względem genetycznych prądów.
Informacje o prądach dla żeglugi. Na wielu mapach nawigacyjnych (generalnych) znajdują się ogólne informacje o prądach stałych - bądź w postaci odpowiednich symboli graficznych, bądź w postaci uwag. Na mapach drogowych (Routeing Charts - patrz ponieżej) i pilotowych (Pilot Charts) prądy są oznaczone za pomocą odpowiedniej symboliki (strzałki) informującej o kierunku, prędkości i stopniu stałości danego prądu w danym miesiącu. Ze względu na to, że mapy te są opracowywane dla każdego miesiąca osobno, to informacja o prądach na tych mapach jest szczegółowa. Dla wielu obszarów przybrzeżnych (np. wody brytyjskie), na których występują duże pływy wydawane są specjalne atlasy prądów pływowych, stosowna informacja o prądach pływowych znajduje się również na mapach nawigacyjnych (fioletowe romby z oznaczeniami literowymi).
Fragment Routeing Chart North Atlantic Ocean - April - 5124(4) z 2001 roku
Mniej lub (częściej) bardziej szczegółowe informacje o prądach, również w strefach przybrzeżnych, znajdują się w locjach (patrz poniżej). Podchodząc do portów lub zamierzając przejść przez cieśninę lub kanał należy wcześniej szczegółowo zapoznać się z charakterystyką występujących tam prądów, zwrócić uwagę na ich osobliwości lokalne, związki z typem pogody (stanem morza, kierunkiem i prędkością wiatru, fazą pływu).
Fragment mapy prądów i róże prądowe z locji Africa Pilot, Volume II (2004)
Niektóre ośrodki oceanograficzne wydają mapy informujące o aktualnej charakterystyce prądów. Dotyczy to głównie obszaru zachodniej części Północnego Atlantyku oraz Pacyfiku przy wybrzeżach Japonii. Mapy te mogą służyć jako cenne źródła operacyjne. Naval Oceanographic Office (USA) wydaje bardzo ciekawe mapy rozkładu temperatury powierzchni oceanu (SST), na których zaznaczone są granice Golfsztromu. Oznaczone na tych mapach są również ciepłe (W), antycyklonalne i zimne (C), cyklonalne wiry powstałe przez odcięcia meandrów Golfstromu (patrz poniżej).
Naval Oceanographic Office. Analiza pola temperatury powierzchni oceanu (SST) z oznaczeniem północnych granic prądów Jukatańskiego (LCN - Loop Current) i Golfsztromu (Gulf Stream - GSN), południowej granicy wód szelfowych (SHS), mas wód oraz chłodnych (C) i ciepłych (W) wirów wraz z ich numerami. 10 kwietnia 2021 roku. Adres do mapy: Naval Oceanografic Office (idź do "Satellite analysis") - Gulf of Mexico / Lower N Atlantic - color graphic
Naval Oceanographic Office. Analiza pola temperatury powierzchni oceanu (SST) z oznaczeniem północnych (GSN) i południowych (GSS) granic Golfsztromu (Gulf Stream), południowej granicy wód szelfowych (Shelf Water - SHS), południowej granicy wód stokowych (Slope Water - SLS), wschodniej granicy Prądu Labradorskiego (Labrador Current - LBE), północnej granicy Prądu Północnoatlantyckiego (NAN), mas wód oraz chłodnych (C) i ciepłych (W) wirów wraz z ich numerami. 10 kwietnia 2021 roku. Adres do mapy: Naval Oceanografic Office (idź do "Satellite Analysis") - North Atlantic Composite - color graphic
Mapa analizy Kurosiwo (Kuro-sio). Edycja wydawana codziennie, za wyjątkiem sobót i niedziel przedstawia średnie stan prądu za 8 dni (okres podany w legendzie. W tabeli po prawej oznaczona temperatura powierzchni morza w wyznaczonych punktach (numery w rejonie Kuro-shio), kierunek i średni dystans w Mm. 8 kwietnia 2021 r. Adres do mapy: Japan Coast Guard lub tutaj. Mapa dostępna w wersji graficznej i pdf. Aktualna mapa z rozkładem SST w tle możliwa też do obejrzenia tutaj
Mapa prognozy Kurosiwo (Kuro-sio) wydawana raz na tydzień (w piątek). W obrębie prądu wpisane jego prognozowane prędkości w węzłach. W tabelach, w wyznaczonych punktach (numery w rejonie Kuro-shio) podano kierunek i średni dystans w Mm z ostatniej analizy. Mapa wydana 9 kwietnia 2021 r., prognoza ważna od 9 do 14 kwietnia 2021 r. Adres do mapy: Japan Coast Guard. Aktualna mapa zawsze dostępna też tutaj. Zmiany w położeniu osi Kuro-shio w ciągu ostatnich 5 dni zobaczyć można również tutaj.
Uwaga dodatkowa.
Często dość niefrasobliwie używa się pojęcia Prądu Zatokowego. Golfsztrom (ang. Gulf Stream) - mimo polskiej nazwy Prąd Zatokowy na pewno nie wypływa z Zatoki Meksykańskiej i nie opływa wybrzeży Norwegii ani Spitsbergenu, jak piszą to bzdurnie polskie podręczniki, lecz powstaje w wyniku połączenia Prądu Florydzkiego z Prądem Antylskim na N od Grand Bahama, kończy się w tzw. delcie Golfsztromu (rejon 50-45°W, 36-44°N), w której następuje bifurkacja (czyli podział jednolitego strumienia (nurtu) na dwa (lub więcej) strumienie przepływu wody, kierujących się w różne strony) wód Golfsztromu. Większa część ciepłych i silnie zasolonych wód Golfsztromu w jego delcie szeroką strugą zawraca na SE, kierując się do NE części Morza Sargassowego. Część wód kieruje się sę słabo zorganizowaną, szeroką i wolno płynącą strugą na E. Ostatnia część wód Golfsztromu kieruje się na N-NE, gdzie płynąc na skraju chłodnych wód arktycznych, transformuje [czyli zmiany właściwości chemicznych (głównie zasolenia i zawartości gazów) i fizycznych (głównie temperatury i gęstości) mas wodnych. Zachodzi pod wpływem procesów mieszania się mas wody o odmiennych parametrach wyjściowych] się w wody północnoatlantyckie (atlantyckie). Z wód tych następnie formuje się, płynący następnie na ENE Prąd Północnoatlantycki. Prąd Północnoatlantycki dochodzi do rejonu na W-NW od Szkocji, gdzie z kolei również bifurkuje. Część wód Prądu Północnoatlantyckiego cieśninami między Farerami a Szetlandami oraz Farerami a Islandią przenika do Morza Norweskiego. Strumień, który przenika przez Bramę Farero-Szetlandzką tworzy główny nurt Prądu Norweskiego. I dopiero Prąd Norweski (jak sama nazwa wskazuje) płynie wzdłuż wybrzeży Norwegii. I z całą pewnością nie jest to Golfsztrom. Pozostała część wód Prądu Północnoatlantyckiego szeroką, słabo zorganizowaną strugą zawraca na NW, następnie W, opływając następnie południowe wybrzeża Islandii. Z wód tych, po dalszych procesach transformacji, tworzą się następnie Prąd Zachodnioislandzki i Prąd Irmingera.
Prądy Wszechoceanu - informacje o prądach morskich w sieci Internetu
Ocean surface current
Adres: https://oceancurrents.rsmas.miami.edu/
Witryna internetowa dotycząca prądów oceanicznych. Każdy prąd ma ważne linki, tekst podsumowujący szczegółowo poszczególne prądy, opisujący prędkość i obserwacje hydrograficzne, a także wykresy, takie jak średnia prędkość prądu i lokalizacje, pozycje dryfujących boi, mapy temperatury powierzchni morza i symulacje HYCOM. Do tej pory opracowane prądy morskie Atlantyku. Strona zawiera także słownik terminów używanych przy charakterystyce prądów morskich
Ocean Currents and Climate
Adres: https://earth.usc.edu/~stott/Catalina/Oceans.html
Omówienie genezy prądów morskich (język angielski).
GFDL (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) - Surface Speed, The Loop Current and the Gulf Stream
Adres: https://www.gfdl.noaa.gov/visualizations-oceans/
Symulacja zmian SST i powierzchniowych prądów morskich
NASA Scientific Visualization Studio. Perpetual Ocean
Adres: https://www.nasa.gov/topics/earth/features/perpetual-ocean.html
Adres: http://svs.gsfc.nasa.gov/goto?3827
Adres: https://svs.gsfc.nasa.gov/10841
Symulacja ruchu prądów powierzchniowych w okresie czerwiec 2005 - grudzień 2007
ESA - Ocean surface currents
Adres: https://www.esa.int/ESA_Multimedia/Images/2019/01/Ocean_surface_currents
Symulacja ruchu prądów powierzchniowych
Wpływ prądów morskich na klimat:
Bruno Voituriez - The Gulf Stream
IOC Ocean Forum series UNESCO Publishing, 2006, 221 stron.
Adres: https://unesdoc.unesco.org/ark:/48223/pf0000148252
W 2006 roku Międzyrządowa Komisja Oceanograficzna UNESCO (IOC Forum) wydała pracę Bruno Voitureza The Gulf Stream. Praca ta pod podanym adresem jest dostępna bezpłatnie on-line. Wyjątkowa wartość tej pracy dla klimatologów-geografów polega na tym, że w bardzo prosty i przystępny sposób, ale bez merytorycznych uproszczeń, wyjaśnia, oprócz charakterystyki samego Prądu Zatokowego (Gulf Stream), szereg kwestii z zakresu dynamiki oceanu i atmosfery, takich jak:
W rozdziale 2 (Czym jest Golfsztrom):
- rola oceanu w zasilaniu atmosfery energią,
- funkcjonowanie atmosfery jako maszyny cieplnej,
- rzeczywistą rolę wiatru w kształtowaniu prądów morskich,
- rolę cyklu hydrologicznego w kształtowaniu gęstości i dynamiki wód oceanicznych,
- wpływu sił związanych z ruchem obrotowym Ziemi na cyrkulację oceaniczną (i atmosferyczną),
- tego jak w oceanie dochodzi do przekształcania energii potencjalnej w energię kinetyczną,
- podstawowe mechanizmy funkcjonowania systemu ocean-atmosfera…
W rozdziale 3 (Golfsztrom a klimat Ziemi) poruszanych jest, w sposób problemowy, szereg niezmiernie istotnych zagadnień, m.in. takich jak:
- Prąd Zatokowy a klimat Europy Zachodniej,
- Golfsztrom a NAO,
- Golfsztrom a cyrkulacja termohalinowa (THC),
- skutki zmienności THC dla zmian klimatu atmosfery,
- problem jak zmieniała się w czasie THC i pod wpływem działania jakich czynników,
- czy Golfsztrom i THC mogą się zatrzymać?
Praca zawiera również obszerny (s. 185-2018) słownik terminów i pojęć używanych w tekście, wyjaśniający ich znaczenie.
Bruno Voituriez i Guy Jacques - El Niño: fact and fiction
IOC Ocean Forum series UNESCO Publishing, 2000, 128 stron.
Adres: https://unesdoc.unesco.org/ark:/48223/pf0000120453
W 2000 roku Międzyrządowa Komisja Oceanograficzna UNESCO (IOC Forum) wydała pracę Bruno Voiturieza i Guya Jacques'a El Niño: fact and fiction. Praca ta pod podanym adresem jest dostępna bezpłatnie on-line. Stanowi ona monografię zjawiska ENSO (El Nino + Southern Oscllation). Wyjątkowa wartość tej pracy dla klimatologów - geografów polega na tym, że po części wstępnej (rozdziały 1 i 2), która wprowadza „w temat” i podstawy meteorologii tropikalnej, w pracy wyjaśnia się krok po kroku funkcjonowanie ENSO jako samowzbudnego oscylatora funkcjonującego w tropikalnym sprzężonym systemie ocean-atmosfera, wyjaśniając również przyczyny przechodzenia od fazy La Nina do fazy El Nino i ponownie do fazy La Nina (rozdziały 3 i 4). Rozdział 5 poświęcony jest globalnym i regionalnym konsekwencjom klimatycznym funkcjonowania ENSO, w rozdziale 6 krótko przedstawiono problematykę prognozowania ENSO. Ostatni, równie krótki rozdział 7 omawia charakter anomalii pogodowych związanych z fazami ENSO oraz ich konsekwencje gospodarcze i społeczne. Praca zawiera również obszerny słownik terminów i pojęć używanych w tekście, wyjaśniający ich znaczenie.
.