PRĄDY MORSKIE
Prąd – cyrkulacja wód oceanicznych charakteryzująca się postępowym i ukierunkowanym ruchem mas wodnych.
Prąd geostroficzny – wiąże się z układami cyrkulacyjnymi, tworzącymi wiry, wewnątrz których podnosi się powierzchnia wody; płynie niemal równolegle do izohips i jest efektem równowagi między siłami Coriolisa a siłą ciężkości.
Prądy geostroficzne stanowią jedno z ważniejszych zagadnień dotyczących cyrkulacji. Wiatry poruszające wody oceaniczne (np. w północnej części Atlantyku) wytwarzają systemy cyrkulacyjne, we wnętrzu których wznosi się woda. W efekcie wirowego ruchu Ziemi szczyt powstającej wypukłości zlokalizowany jest nie w środku, lecz bliżej jej zachodniej krawędzi. Podwyższenia swobodnych powierzchni na skrajach wirów sięgają 2 m. Poziom wody w tych strefach zwiększa się do momentu, aż siła ciężkości działająca na dane cząsteczki nie zrównoważy siły Coriolisa i dopóki molekuły nie zaczną płynąć wzdłuż wzniesienia (niemal równolegle do warstwie wyniosłości). Powstaje wówczas prąd geostroficzny, który tworzy się w wyniku stanu zbliżonego do równowagi między siłami ciężkości i Coriolisa. Siła Coriolisa odpowiada w tym wypadku za podnoszenie wody, a siła ciężkości przyczynia się do jej opadania. Dzięki temu, że szczyt wypukłości znajduje się bliżej jej zachodniej krawędzi, prąd geostroficzny będzie tam płynął szybciej niż wzdłuż bardziej połogiej krawędzi przeciwległej. Przykładem prądu geostroficznego jest podpowierzchniowy Prąd Cromwella na Pacyfiku. W znacznym przybliżeniu znajduje się on w stanie równowagi, co oznacza, że siły oddziałujące na niego z kierunku północnego i od południa dorównują gradientowi ciśnienia.
Typy cyrkulacji wiatrowych
Przenoszenie mas wodnych w poziomie może
prowadzić do wytworzenia w warstwie przypowierzchniowej cyrkulacji w
pionie. Jest to cyrkulacja wywołana wiatrem o niewielkim oddziaływaniu
sięgającym kilkuset metrów. Donioślejsze znaczenie dla
procesów mieszania mas wodnych w pionie mają zmiany gęstości
w strefie przypowierzchniowej, wzbudzające pogrążanie
się mas wodnych, czyli cyrkulacja termohaliczna.
Spośród pionowych ruchów wód, które są ściśle związane z prądami wiatrowymi, wyodrębnić można: upwelling w strefie otwartego oceanu, upwelling w strefie przybrzeżnej oraz cyrkulację Langmuira Pierwszy typ zjawisk występuje na przykład w okolicy równika, gdzie ma miejsce wynoszenie wód głębinowych ku powierzchni. Wynika on z oddziaływań siły Coriolisa na północy i południowego prąciu równikowego, płynącego na zachód. Tworzy się wówczas zjawisko dywergencji.
Taki stan nie może istnieć bez uzupełniania ubytków mas wodnych i dlatego na ten obszar przenoszą się wody podpowierzchniowe. Przemieszczają się one prostopadle w stosunku do dna ze zwrotem ku po wierzchni, aby po jej osiągnięciu odpływać poziomo w bok. Upwellingi przybrzeżne są najlepiej rozpoznane wzdłuż zachodnich wybrzeży kontynentów, gdzie na przykład na półkuli południowej dzięki sile Coriolisa następuje wynoszenie płynących południkowo prądów ze strefy przybrzeżnej ku otwartym wodom. W rejony, z których odpłynęła w ten sposób woda, napływają oddolnie warstwy głębsze. Uzupełniają one wodę powierzchniową, przemieszczoną wcześniej od brzegu. W strefach upwellingów zachodzi złożona sytuacja dynamiczną. Tworzą się tam znaczne gradienty temperatury, a w ich wyniku prądy gradientowe. Wody powierzchniowe znajdujące się pod wpływem upwellingów cechują się niskimi temperaturami i dużymi ilościami substancji biogennych. Pionowa cyrkulacja wód, która bierze udział w upwellingu, sięga nie głębiej niż 200-300 m, a średnie tempo wznoszenia wód ku górze wynosi około 10-4 cm x s-1. Nasilenie tego procesu zależy od prędkości, czasu trwania i zmian kierunku wiatru, a tym samym od sezonowych wahań. Najniezwyklejsze w zjawiskach upwellingu jest biologiczne bogactwo, co najlepiej widać w wypadku Prądu Peruwiańskiego.