Z rzeki do oceanu esej

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

Strona2
Rys. 1. Renaturyzacja potoku Poniczanki (u góry) i Słonki (poniżej).
DDDaaawwwnnnyyy bbbaaassseeennn kkkąąąpppiiieeelllooowwwyyy dddlllaaa dddzzziiieeeccciii www pppoootttoookkkuuu SSSłłłooonnnkkkiii
Z rzeki do oceanu

Strona3
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 km2
). 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).

Strona4
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.

Strona5
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

Strona6
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 m3
/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.

Strona7
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

Strona8
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

Strona9
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).

Strona10
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

Strona11
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 m3
). 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

Strona12
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

Strona13
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

Strona14
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 km3
. 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

Strona15
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.

Strona16
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

Strona17
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

Strona18
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.

Strona19
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

Strona20
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

Strona21
(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 m3
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

Strona22
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

Strona23
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

Strona24
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.

Strona25
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.

Strona26
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.

Strona27
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-ScotiaPrąd Antarktyczny ciepły, T = 1-3°C

Strona28
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 oceanuzac.40415556656667697173747882 larwyzaciąg 40415556656667697173747882
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 4835
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.

Strona29
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.

Strona30
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.

Strona31
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

Strona32
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.

Strona33
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

Strona34
Rys. 38. Rzeka lodowcowa.
0

Strona35
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 Filchneralinia gruntu

Strona36
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
Antarktyda
30°S 6000
3000
0° 30°S 60°S

Strona37
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
AntarktycznaKonwergencja
Antarktyczna

Strona38
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:

Strona39
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

Strona40
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.

Strona41
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).

Strona42
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).

Strona43
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.

Strona44
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.

Strona45
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).

Strona46
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

Strona47
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.

Strona48
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

Strona49
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).

Strona50
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

Strona51
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

Strona52
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).

Strona53
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.

Strona54
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.

Strona55
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.

Strona56
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.

Z rzeki do oceanu esej

Recommended

Recommended

More Related Content

Similar to Z rzeki do oceanu esej

Similar to Z rzeki do oceanu esej (12)

More from ryszardtraczyk

More from ryszardtraczyk (17)

Z rzeki do oceanu esej