Jak działa cyrkulacja oceaniczna? Dlaczego woda przemieszcza się z jednego rejonu w inny? Dlaczego gdzieś opada w głębiny a gdzie indziej wypływa na powierzchnię? Dlaczego właśnie tam? Jak wpływa to na klimat? I jak zmiany klimatu wpływają na cyrkulację oceaniczną?

Temperatura powierzchni oceanu zależy w dużej mierze od strumienia energii słonecznej – w rejonach zwrotnikowych temperatura wody jest wyższa niż w okołobiegunowych.

Na rysunku 1 uwagę zwraca obszar ciepłej wody na Północnym Atlantyku na północ od Skandynawii, sięgający aż za koło podbiegunowe na Morze Barentsa. Dociera tu płynący z południa ciepły prąd, zmieniający tu nazwę z Zatokowego na Norweski. Jest to jeden z elementów tak zwanej cyrkulacji termohalinowej, powiązanej z wywoływaną przez wiatry cyrkulacją powierzchniową w jeden wielki globalny system prądów morskich. Transportują one energię pomiędzy różnymi szerokościami geograficznymi i warstwami w oceanie.

Globalną cyrkulację oceaniczną napędzają różnice w temperaturze i zasoleniu wód morskich, wspomagane przez wiatry napędzające powierzchniowe prądy morskie oraz inne procesy mieszające wody oceaniczne. Określa się ją mianem cyrkulacji termohalinowej, od słów ‘thermo’ i ‘haline’ (oznaczających odpowiednio temperaturę i zasolenie), które łącznie decydują o gęstości wody morskiej.
Skąd bierze się zróżnicowanie zasolenia?

Energia promieniowania otrzymana przez ocean od Słońca jest w pewnym stopniu wykorzystywana do odparowania wody. Woda oceaniczna jest zasolona, parowanie powoduje więc lokalny wzrost zasolenia, czyli koncentracji soli. Zasolenie wód powierzchniowych oceanu zależy w danym obszarze przede wszystkim od różnicy między parowaniem a opadami.

Wody powierzchniowe w strefie międzyzwrotnikowej (gdzie występuje silne parowanie) są bardziej zasolone od wód powierzchniowych w wysokich szerokościach geograficznych, gdzie opady (z wody, która wyparowała w ciepłych regionach) wraz ze spływem wody rzekami przeważają nad dużo słabszym parowaniem.

Przeważające parowanie – wysokie zasolenie powierzchni oceanu.

Przeważające opady – niskie zasolenie powierzchni oceanu.

Przykładami akwenów zasolonych silnie, znacznie bardziej od oceanów, z którymi sąsiadują, są np. Morze Śródziemne, Morze Czerwone i Zatoka Perska. Są one otoczone przez lądy, więc wymiana wody między nimi i oceanami jest niewielka. Do tego leżą w strefie wyżów zwrotnikowych, gdzie opady są stosunkowo niskie, a parowanie bardzo silne. Dopływ słodkiej wody rzekami jest też niewielki.

Przykładem akwenu o niskim zasoleniu jest Morze Bałtyckie – to również akwen zamknięty, o bardzo ograniczonej wymianie wody z Atlantykiem, jednak położony w strefie znacznie niższych temperatur (a więc mniejszego parowania) i relatywnie wysokich opadów, zasilany też proporcjonalnie dużym względem swojej objętości dopływem słodkiej wody z rzek.

Powierzchniowe wody Atlantyku są znacznie bardziej słone niż Pacyfiku. Dlaczego tak jest? W rejonie Karaibów bardzo ciepła woda intensywnie paruje, a wiejące na zachód pasaty przenoszą wilgoć nad Przesmykiem Panamskim, zabierając w ten sposób wodę z Atlantyku, a zostawiając w nim sól.

Transport wilgoci w drugą stronę, z Pacyfiku na Atlantyk, jest utrudniony. Wiejące na średnich szerokościach geograficznych wiatry zachodnie nie są w stanie przenieść ze sobą wilgoci w tym kierunku ze względu na wysokie łańcuchy Andów (w Ameryce Południowej) oraz Kordylierów (w Ameryce Północnej). Góry te stanowią barierę dla występujących tam wiatrów zachodnich, wymuszając unoszenie się powietrza, któremu towarzyszy skraplanie się pary wodnej i jej usuwanie z atmosfery w postaci opadów po stronie pacyficznej, nawietrznej. Po wschodniej stronie Andów i Kordylierów znajdują się suche pustynie, niewiele wody może więc spłynąć do Atlantyku, a suche powietrze niesione zachodnią cyrkulacją nie sprzyja powstawaniu deszczy.

Dalej na południe od Ameryki Południowej występuje okrążający Antarktydę dryf wiatrów zachodnich. Wilgoć z tego rejonu (zarówno woda przyniesiona przez wiatr, jak i ta która wyparowała na miejscu) jest więc wynoszona bez przeszkód na Ocean Indyjski (brak barier dla przepływu powietrza między Antarktydą i Afryką) i dalej na Pacyfik.

Procesy te prowadzą do znacznego zasolenia wód Atlantyku. Wypływający przez Cieśninę Florydzką Prąd Zatokowy transportuje więc na północ silnie zasoloną wodę, co ma fundamentalne znaczenie dla globalnej cyrkulacji oceanicznej.

Jesienią i zimą powierzchniowe wody Północnego Atlantyku zamarzają. Podczas formowania się struktury krystalicznej lodu (która nie zawiera soli), stężona solanka koncentruje się w szczelinach. Ponieważ jest ona gęstsza od lodu i ma niższą temperaturę zamarzania, stopniowo przemieszcza się w dół warstwy lodu, przedostając się do wody. Finalnie powstaje prawie pozbawiony soli lód pływający po powierzchni i mocno zasolona woda poniżej.

Gęstość to nie tylko kwestia soli!

Na gęstość wody morskiej oprócz zasolenia (im większe, tym większa gęstość) wpływa również jej temperatura. Podczas gdy woda słodka największą gęstość osiąga w temperaturze 4°C, gęstość wody słonej wraz ze spadkiem temperatury rośnie aż do osiągnięcia temperatury zamarzania (ok. -2°C). Rejonami, w których gęstość oceanicznych wód powierzchniowych jest największa, są więc Północny Atlantyk wokół Islandii, Grenlandii i Skandynawii, a także wody wokół Antarktydy.

Im chłodniejsza i bardziej słona woda, tym większą ma gęstość.

Właśnie w tych rejonach, w których gęstość wody jest szczególnie duża, opada ona w głębiny, dając początek cyrkulacji termohalinowej.

Globalna cyrkulacja termohalinowa

Silnie zasolona i zimna woda Północnego Atlantyku ma dużą gęstość, opada więc w dół, formując prąd głębinowy niosący wody na południe. W regionie Antarktydy, w wyniku działania podobnego procesu zamarzania i chłodzenia przez zimne powietrze, dodawane są do tego prądu kolejne porcje ilości zimnej wody, a że jest ona jeszcze gęstsza od wody tonącej na Północnym Atlantyku, lokuje się pod nią (patrz rys. 5).

Rysunek 5: Schemat cyrkulacji termohalinowej w Oceanie Atlantyckim pomiędzy Arktyką i Antarktydą.

Stąd prąd głębinowy płynie dalej na wschód i północ. Woda stopniowo, mieszając się z otoczeniem, staje się mniej gęsta i w końcu wypływa na powierzchnię w północnych częściach Oceanu Indyjskiego i Pacyfiku. Pasaty, mające składową ruchu ze wschodu na zachód, wpływają na powstanie prądów powierzchniowych, które przemieszczają ciepłe wody powierzchniowe wokół południowego krańca Afryki z powrotem na Atlantyk, tam zaś wiatry i rzeźba dna (batymetria) wymuszają przepływ wody na północ i zachód w rejon Morza Karaibskiego. Cały cykl trwa około tysiąca lat.

Rysunek 6: Uproszczony schemat globalnej oceanicznej cyrkulacji termohalinowej. Ilustracja autorstwa Luisa Fernándeza Garcíi za Wikimedia (licencja CC BY-SA 3.0).

Pętla zamyka się na Północnym Atlantyku, gdzie podczas zamarzania woda opada w głębiny, a na jej miejsce napływa woda z południa, transportująca ciepło w okolice podbiegunowe.

Gdy cyrkulacja się zmienia

Zmiany w intensywności cyrkulacji termohalinowej wpływają na transport ciepła od równika do biegunów, a tym samym mogą mieć duże znaczenie dla klimatu panującego w poszczególnych rejonach Ziemi. Szczególną rolę odgrywa Atlantyk, gdzie następuje wymiana wody między regionami Arktycznymi a morzami południowymi.

Dziś na Północnym Atlantyku, między Grenlandią a Skandynawią oraz między Grenlandią a Labradorem, słona woda podczas zimowych mrozów wychładza się, zwiększając swoją gęstość. Wytrącanie soli podczas tworzenia lodu powoduje dalsze wzrost gęstości wody, która w rezultacie opada na dno. Na jej miejsce napływa cieplejsza, silnie zasolona woda z południa. Gdyby powierzchniowe wody Północnego Atlantyku zostały zasilone spływem do oceanu słodkiej wody (np. z topniejącego lądolodu Grenlandii), to właśnie ta słodka woda na powierzchni oceanu zaczęłaby zamarzać. Napływające z południa gęste i zasolone masy ciepłej wody wpływałyby pod warstwę lodu lub słodkiej wody powierzchniowej. Odcięte od kontaktu z powierzchnią nie wychładzałyby się i nie oddawały ciepła do atmosfery. Cyrkulacja napędzana wychładzaniem i zamarzaniem słonej wody uległaby wyhamowaniu. Tym samym osłabłby na Atlantyku mechanizm transportu ciepła z rejonów równikowych na daleką Północ, a powierzchnia lodu morskiego w Arktyce by wzrosła. W rezultacie klimat atlantyckiej części półkuli północnej uległby ochłodzeniu.