Majewski A. - Oceany i morza

Aleksander Majewski Oceany i morza 1. WSTĘP__________________________________________________ 4 2. OCEAN _________________________________________________ 6 2.1. 2.2. 2.3. 2.4.

POJĘCIE I NAZWY OCEANU _____________________________________6 WYMIARY WSZECHOCEANU ___________________________________10 PODZIAŁY WSZECHOCEANU ___________________________________15 KLASYFIKACJA OCEANÓW I MÓRZ______________________________39

3. OCEAN ATLANTYCKI _____________________________________ 40 3.1. MORZE ARKTYCZNE __________________________________________48 3.1.1. MORZE BARENTSA _______________________________________51 3.1.2. MORZE BIAŁE ____________________________________________56 3.1.3. MORZE KARSKIE _________________________________________59 3.1.4. MORZE ŁAPTIEWÓW (MORZE NORDENSKIÓLDA)______________63 3.1.5. MORZE WSCHODNIOSYBERYJSKIE _________________________67 3.1.6. MORZE CZUKOCKIE_______________________________________70 3.1.7. MORZE BEAUFORTA ______________________________________74 3.1.8. MORZE LINCOLNA ________________________________________75 3.2. MORZE BAFFINA _____________________________________________76 3.3 CIEŚNINA DAVISA _____________________________________________79 3.4. ZATOKA HUDSONA _________________________________________80 3.5. MORZE LABRADORSKIE_______________________________________82 3.6. CIEŚNINA DUŃSKA ___________________________________________82 3.7. MORZE GRENLANDZKIE _______________________________________83 3.8. MORZE NORWESKIE__________________________________________88 3.9. MORZE PÓŁNOCNE___________________________________________91 3.10. MORZE BAŁTYCKIE __________________________________________96 3.11. KANAŁ LA MANCHE _________________________________________103 3.12. KANAŁ BRISTOLSKI _________________________________________105 3.13. MORZE IRLANDZKIE, KANAŁ ŚW. JERZEGO I MORZE CELTYCKIE__105 3.14. MORZE HEBRYDZKIE I MORZE SZKOCKIE______________________107 3.15. ZATOKA BISKAJSKA ________________________________________108 3.16. MORZE ŚRÓDZIEMNE_______________________________________108 3.16.1. MORZE ALBORAŃSKIE __________________________________119 3.16.2. MORZE BALEARSKIE LUB MORZE IBERYJSKIE______________119 3.16.3. MORZE LIGURYJSKIE ___________________________________120 3.16.4. MORZE TYRREŃSKIE____________________________________120 3.16.5. MORZE JOŃSKIE _______________________________________121 3.16.6. MORZE ADRIATYCKIE ___________________________________121 3.16.7. MORZE EGEJSKIE ______________________________________122 3.16.8. MORZE MARMARA ______________________________________123 3.16.9. MORZE CZARNE________________________________________123

3.16.10. MORZE AZOWSKIE (JEZIORO MEOCKIE) __________________127 3.17. ZATOKA GWINEJSKA _______________________________________129 3.18. MORZE WEDDELLA _________________________________________129 3.19. MORZE SCOTIA ____________________________________________132 3.20. CIEŚNINA DRAKE'A _________________________________________133 3.21. AMERYKAŃSKIE MORZE ŚRÓDZIEMNE ________________________133 3.21.1. MORZE KARAIBSKIE ____________________________________136 3.21.2 ZATOKA MEKSYKAŃSKA _________________________________139 3.21.3. MORZE BAHAMA _______________________________________141 3.22. ZATOKA ŚW. WAWRZYŃCA ________________________________142

4. OCEAN INDYJSKI _______________________________________ 143 4.1 KANAŁ MOZAMBICKI _________________________________________151 4.2. MORZE CZERWONE _________________________________________151 4.3. ZATOKA ADEŃSKA __________________________________________154 4.4. ZATOKA PERSKA ____________________________________________155 4.5. ZATOKA OMAŃSKA __________________________________________158 4.6. MORZE ARABSKIE___________________________________________158 4.7. MORZE LAKKADIWSKIE ______________________________________163 4.8. ZATOKA BENGALSKA ________________________________________163 4.9. MORZE ANDAMAŃSKIE_______________________________________167 4.10. MORZE TIMOR _____________________________________________168 4.11. MORZE ARAFURA __________________________________________169 4.12. ZATOKA KARPENTARIA _____________________________________170 4.13. WIELKA ZATOKA AUSTRALIJSKA _____________________________170

5. OCEAN SPOKOJNY _____________________________________ 171 5.1. MORZE POŁUDNIOWOCHIŃSKIE_______________________________177 5.1.1. ZATOKA TAJLANDZKA ____________________________________180 5.2. MORZE WSCHODNIOCHIŃSKIE ________________________________181 5.3. MORZE ŻÓŁTE ______________________________________________186 5.4. MORZE JAPOŃSKIE__________________________________________187 5.5. MORZE OCHOCKIE __________________________________________193 5.6. MORZE BERINGA ____________________________________________198 5.7. ZATOKA ALASKA ____________________________________________202 5.8. ZATOKA KALIFORNIJSKA _____________________________________203 5.9. MORZE BELLINGSHAUSENA __________________________________204 5.10. MORZE AMUNDSENA _______________________________________205 5.11. MORZE ROSSA_____________________________________________206 5.12. CIEŚNINA BASSA ___________________________________________208 5.13. MORZE TASMANA __________________________________________208 5.14. MORZE FIDŻI ______________________________________________212 5.15. MORZE KORALOWE ________________________________________213 5.16. MORZE SALOMONA_________________________________________215 5.17. MORZE NOWOGWINEJSKIE (MORZE BISMARCKA) ______________216 5.18. INDONEZYJSKIE MORZE ŚRÓDZIEMNE ________________________217 5.18.1. CIEŚNINA MALAKKA_____________________________________221 5.18.2. MORZE JAWAJSKIE _____________________________________223 5.18.3. MORZE BALI ___________________________________________223

5.18.4. MORZE FLORES ________________________________________224 5.18.5. MORZE SAWU__________________________________________224 15.8.6. MORZE BANDA _________________________________________225 5.18.7. MORZE SERAM_________________________________________225 5.18.8. MORZE HALMAHERA ____________________________________226 5.18.9. MORZE MOLUCKIE______________________________________226 5.18.10. CIEŚNINA MAKASARSKA________________________________227 5.18.11. MORZE CELEBES ______________________________________227 5.18.12. MORZE SULU _________________________________________227 5.19. MORZE FILIPIŃSKIE_________________________________________228

6. OCEAN ANTARKTYCZNY ________________________________ 229 6.1. 6.2. 6.3. 6.4. 6.5. 6.6. 6.7. 6.8.

MORZE MORZE MORZE MORZE MORZE MORZE MORZE MORZE

ŁAZARIEWA _________________________________________232 RIISER-LARSENA _____________________________________232 KOSMONAUTÓW _____________________________________233 MACKENZIE (MORZE WSPÓLNOTY) _____________________233 DAVISA _____________________________________________233 MAWSONA __________________________________________234 D'URVILLE'A _________________________________________234 SOMOWA ___________________________________________234

7. INNE SZCZEGÓLNE OBSZARY WSZECHOCEANU ____________ 235 7.1. MORZE SARGASSOWE_______________________________________235 7.2. MORZE IRMINGERA__________________________________________237 7.3. WODY KANADYJSKIEGO ARCHIPELAGU ARKTYCZNEGO__________238 7.3.1. PRZEJŚCIE PÓŁNOCNO-ZACHODNIE _______________________239 7.4. WODY PRZYBRZEŻNE POŁUDNIOWO-WSCHODNIEJ ALASKI I KOLUMBII BRYTYJSKIEJ __________________________________________________241 7.5. ZATOKA FUNDY _____________________________________________241 7.6. LA PLATA __________________________________________________242 7.7. MORZA WATTÓW____________________________________________242 7.8. ESTUARIA __________________________________________________243 7.9. WAŻNIEJSZE CIEŚNINY MORSKIE _____________________________245 7.9.1. CIEŚNINY ATLANTYCKIE __________________________________245 7.9.2. CIEŚNINY OCEANU INDYJSKIEGO__________________________251 7.9.3. CIEŚNINY OCEANU SPOKOJNEGO _________________________253 7.10. KANAŁY MORSKIE __________________________________________254 7.11. PÓŁNOCNA DROGA MORSKA (PRZEJŚCIE PÓŁNOCNO-WSCHODNIE) ______________________________________________________________256 7.12. MORZE KASPIJSKIE ________________________________________257

TERMINY GEOGRAFICZNE I OCEANOGRAFICZNE UŻYTE W TEKŚCIE ________________________________________________________ 259 ZAŁĄCZNIKI _____________________________________________ 270 Załącznik 1. Bilans wodny oceanów__________________________________270 Załącznik 2. Bilans soli w oceanie ___________________________________273 Załącznik 3. Skrajne wartości zasolenia mórz (‰)_______________________274

1. WSTĘP W podręczniku podjęto próbę przedstawienia Czytelnikowi polskiemu wszechoceanu w pełnej rozciągłości i okazałości wraz z jego „stu" morzami, zatokami, ważniejszymi cieśninami itp.. Wszechocean pokrywa prawie 3/4 powierzchni Ziemi, lecz jest mało znany człowiekowi poruszającemu się po lądzie i przywykłemu do ograniczonego horyzontu: niedostatecznie jeszcze poznali go nawet oceanografowie. Opisanie ogromnego wszechoceanu i wykorzystanie w tym celu nieprzebranych materiałów zgromadzonych w trakcie jego rozpoznawania nastręczyło niemało różnorodnych trudności autorowi. W tej książce musiano ograniczyć się więc do wyboru pewnych, stosunkowo nielicznych źródeł: monografii, słowników, atlasów, niektórych opracowań wycinkowych i bardziej szczegółowych. Starano się korzystać z najnowszych publikacji. Praca ma w przeważającej części charakter encyklopedyczno-kompilacyjny, przy czym częstokroć korzystano z gotowych charakterystyk oceanów i mórz. Najwięcej zapożyczono z: Encyklopedii oceanografii pod redakcją R.W. Fairbridge'a, której pierwsza edycja ukazała się w Nowym Jorku w 1966 r., podręczników geografii morza i oceanografii regionalnej: A.D. Dobrowolskiego i B.S. Załogina, A.W. Giembiela, W.I. Łymariewa, P. Tchernii, O.K. Leontiewa, D.W. Bogdanowa, J.P. Doronina, W.F. Suchowieja. Szczególnie z tej ostatniej książki, opisującej najważniejsze morza świata, czerpano obficie. Bardzo użyteczna do naszych celów była też seria geografii fizycznych z lat osiemdziesiątych zainicjowana przez K.K. Markowa, jak również geograficzny słownik encyklopedyczny pod redakcją A.F. Triosznikowa, atlasy oceanograficzne i wiele innych publikacji podanych w spisie literatury. Duży udział rosyjskojęzycznych pozycji bibliograficznych wiąże się z tym, że w byłym Związku Radzieckim geografii morza i oceanografii regionalnej poświęca się znaczną uwagę i publikuje się wiele z tej dyscypliny. Szczególnie odnosi się to do problemów regionalizacji oceanu, którą tamtejsi geografowie i oceanografowie zajmują się z wielkim zainteresowaniem. Podziałom wszechoceanu poświęcono tu dość dużo miejsca, bowiem rozwój poglądów na ten temat oddaje dobrze obraz zmian w badaniach przestrzeni oceanicznej i ma pewien walor porządkujący, aczkolwiek nieustające mnożenie podziałów można uznać za przesadę. Podczas przygotowywania przedstawianej pracy napotkano wiele trudności i zaistniały różne wątpliwości. Nie wszystkie udało się rozstrzygnąć w dostatecznym stopniu i autor zdaje sobie sprawę, że wiele jest tu

usterek, braków i założeń dyskusyjnych, np.. ustalenie jednoznacznych granic oraz wymiarów mórz i oceanów w wielu przypadkach nie było możliwe. Granice mórz są wprawdzie ściśle wyznaczone i opisane w instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako z 1953 r. (Limites des oceans et des mers), jednakże mają one przeważnie charakter arbitralny i służą konkretnym, praktycznym celom związanym z nawigacją morską. Instrukcja ta nie uwzględnia ponadto mało poznanych mórz antarktycznych, traktuje niektóre części oceanu nazbyt szczegółowo, inne zaś zbyt ogólnikowo. Braki te, miejmy nadzieję, będą usunięte w przygotowywanej nowej edycji instrukcji. Dane morfometryczne do tego podręcznika zaczerpnięto przeważnie z radzieckiego Atlasa Okieanow (tom: Tierminy-ponjatijasprawocznjje tablicy, 1980). Rozbieżne dane zawiera późniejsza publikacja W.E. Suchowieja z 1986 r., który korzystał z obliczeń wykonanych w Zakładzie Kartometrii Państwowego Uniwersytetu Leningradzkiego, opublikowanych przez Frołowa w 1971 r. W przypadku Morza Bałtyckiego posłużono się obliczeniami morfometrycznymi podjętymi przy okazji opracowywania bilansu wodnego tego morza w latach 1971 - 1984 (Water balance of the Baltic Sea, 1986). Występujące często duże rozbieżności podawanych danych morfometrycznych wynikają przede wszystkim z przyjmowania różnych granic mórz, jak również aktualizacji danych w miarę gromadzenia nowych materiałów batymetrycznych i kartograficznych. Szczególne rozbieżności występują w podawaniu maksymalnych głębokości mórz, głębi lub rowów oceanicznych. W takich przypadkach przyjmowano za właściwe wartości najwyższe z publikowanych danych głębokościowych. W opisie poszczególnych obszarów morskich zauważa się pewne dysproporcje w stosunku do znaczenia opisywanego obszaru oceanu, co wynika z braku lub też obfitości będących do dyspozycji materiałów. Zastrzeżenia może budzić również stosowana w książce niezbyt konsekwentnie, jeszcze u nas niedostatecznie ugruntowana i uporządkowana, terminologia oceanograficzna. To samo dotyczy nazewnictwa. Pełne uporządkowanie nazewnictwa geograficznego jest jednak bardzo trudne i zapewne nieosiągalne. Trzeba zostawić pewien margines swobody, konieczny choćby ze względu na potrzebę zachowania historycznych nazw oceanograficznych. Znaczny wkład w poprawienie i uzupełnienie tekstu wniósł recenzent książki prof. dr hab. inż. Zdzisław Mikulski. Składam za to zarówno redakcji, jak i recenzentowi wyrazy podziękowania i wdzięczności. Dziękuję prof. dr. hab. Ludwikowi Żmudzińskiemu za udostępnienie opisów biologicznych oceanów i mórz. Dziękuję też mgr

inż. Krystynie Majewskiej za duży wkład w prace graficzne, mgr. inż. Władysławowi Gordziejowi i Tadeuszowi Czajkowskiemu za prace fotograficzne i wreszcie mej żonie Irenie za trud sporządzenia maszynopisu pracy.

2. OCEAN 2.1. POJĘCIE I NAZWY OCEANU Pojęcie oceanu zmieniało się wraz z upływem czasu i ostatecznie ukształtowało się stosunkowo niedawno. W ujęciu mitologicznym, według Homera, wielką opływającą świat rzekę nazywano Okeanos. Jako bóstwo Okeanos był m.in. ojcem wszystkich rzek i źródeł. Przejawiało się w tym przekonanie starożytnych Greków o wzajemnej łączności wszystkich wód świata (Dobrowolski 1987). Słodkie wody Okeanosu okrążały Ziemię wraz z jej morzami, ale się z nimi nie zlewały (Geografia antyczna). Morza na kształt odrębnych zatok wcinały się w lądy i wypełniała je słona woda. Ta „teoria oceaniczna" ma bardzo długą tradycję, przetrwała do czasów nowożytnych i znajdowała wielokrotnie odbicie również w dawnych publikacjach polskich o treściach morskich.

Ryc. 1 Wyobrażenie świata z otaczającym oceanem według „teorii oceanicznej" (Titus Pomponiusz Mela, I w. n.e.)

Mit o Okeanosie i nazwę ocean Grecy przejęli od Fenicjan. Nazwa Okeanos, pokrewna sanskryckiemu acayana - leżący przy czymś dookoła, ma pochodzić z fenickiego ma-uk, co oznacza daleki zachód (Staszewski 1959). Strabon, zwolennik tradycji homeryckiej, pisał: „wszędzie, gdzie tylko ludzie dotarli, do ostatnich krańców Ziemi jest morze, które my

Okeanos nazywamy". Ksenofanes z Kolofonu (VI-V w. p.n.e. nazywał ocean Megas Pontos - Wielkie Morze i traktował jako rodziciela chmur, wiatrów i rzek (Staszewski 1959). Inaczej wyobrażał sobie morze Platon (V-IV w. p.n.e.). Znał pitagorejski pogląd o dwóch skrzyżowanych pasach oceanu i czterech wyspach lądowych. Jeden z pasów okrążający Ziemię wzdłuż południka to znany Grekom z autopsji ocean przy brzegach Europy i Afryki na zachodzie, czyli Zachodnie Morze (Ocean Atlantycki), drugi to ocean równikowy (Acheron) oblewający Ziemię wokółrównikowo w jej „gorącej strefie spalonej". Taki obraz Ziemi i jej dwóch oceanów przedstawił na globusie Krates z Mallos (II w.), a później zachowano go w postaci „jabłka królewskiego" (Berger 1903). Pod koniec starożytności pogląd; że ocean otacza Ziemię zastąpiono koncepcją kontynentalną. Najwybitniejszym przedstawicielem tej teorii był Ptolemeusz (II w.), wszechstronny uczony grecki. Jego dzieła, będące podsumowaniem antycznej wiedzy geograficznej, były aktualne przez długie wieki, aż do ery nowożytnej. Ptolemeuszowska wizja morza była odwrotna do homeryckiej, mówiącej o jednym oceanie otaczającym lądy. Znaną w starożytności przestrzeń morską otoczył lądami i podzielił na dwa morza wewnętrzne: Morze Śródziemne (Mare mediterraneum lub Mare internum) i Morze Indyjskie (Indikon pelagos lub Mare indicum), które z kolei składało się z dwóch części: zachodniej - Morza Erytrejskiego, czyli Morza Czerwonego (dziś zwanego Morzem Arabskim) i wschodniej - Zatoki Gangesowej lub Zatoki Wielkiej.

Ryc. 2. Wyobrażenie świata z dwoma krzyżującymi się oceanami (Krates z Mallos II w. p.n.e.)

Ryc. 3. Dwa oceany - morza śródziemne według „teorii kontynentalnej" (mapa według Ptolemeusza, wyd. 1545 r.)

Przez wiele wieków pojęcia ocean w znaczeniu współczesnym nie stosowano; zastępowało je szeroko rozumiane morze. Oceanem nazywano część obszaru morskiego, zazwyczaj w odniesieniu do Oceanu Atlantyckiego Północnego. Na mapie Kanady Pierre'a Desceliersa z 1550 r. widnieje u jej brzegów atlantyckich nazwa Mer Occeane; podobnie na mapie portugalskiej Diego Homema z 1558 r. nazwą Mare oceanum objęto obszar między brzegami Europy a Ameryką Północną (Urbański 1981). Pierwszy tekst w języku polskim opisujący ocean rozpoczyna się od słów: „Oceanus morze, wszytkich wód na świecie Ociec i gospodarz..." (Bielski 1551 r.). W dziele Benedykta Chmielowskiego z 1745 r. znajdujemy: „Generalne jest Morze Ocean, które od czterech części Świata Kardynalnych, zabiera swoje Epitheta i nazwiska". W Wiadomościach do wydoskonalenia rozumu i wykształcenia obyczajów służących... z 1782 r. jest - „Morze: W powszechności, albo Ocean jest niezmierna wód słonych rozległość, cztery części świata oblewających. Morza: W szczególności, są części Oceanu przyległe brzegom lądu". W

X tomie Encyklopedii powszechnej S. Orgelbranda z 1901 r. hasło „morze" brzmi: „Morze, ocean, ogół łączących się z sobą wód, pokrywających przeważną część powierzchni ziemi". Istniały jednak i definicje oceanu: „Oceanem to zowię, które okrąża ziemię i opasuje ją ze wszech stron" (Botero 1659, w tłumaczeniu Pawła Łęczyckiego); „Ocean jest całe to wody słonej zebranie, które świat i wszystkie jego oblewa lądy" (Wyrwicz 1773); „Ocean - Oceanus, lubo w szczególności to nazwisko znaczy morze... ogólnie jednak znaczy zebranie wód słonych, które znaczniejszą część powierzchni ziemnej zajmują" (Siarczyński 1790); „Te atoli wszystkie odnogi i odlewiska morza wgłąb lądu wkraczające, łączą się przez różne kanały i cieśniny z morzem wielkim i stanowią niby gałęzie i ramiona tego ogromnego zbioru wód, który Oceanem zowiemy" (Śniadecki 1818). Jak z tych cytatów wynika, „morze" było początkowo szerszym pojęciem od „oceanu", później traktowano oba jako synonimy. Pojawiają się też określenia, jak:,,... wody połączone razem, tworzą jedną całość zwaną Oceanem Powszechnym, czyli ogólnie Morzem" (Stroynowski 1865); „morze powszechne podzielone jest na odrębne części, zostające między sobą w związku, a które nazywamy oceanami" (Guthe 1875); „Wszystkie morza na ziemi łączą się razem w jeden ocean powszechny albo wszechmorze" (Ilustrowana encyklopedia powszechna Gutenberga, 1934); wreszcie Wacław Nałkowski (1904) wprowadził pojęcie „morza całego, wszechoceanu". Używana później nazwa „ocean światowy" lub rzadziej stosowana „ocean ziemski" są zapożyczeniami z języka rosyjskiego lub angielskiego. Pojęcie oceanu jako jedynego i niepodzielnego obiektu, nieprzerwanej powłoki wodnej Ziemi, poczęło formować się dopiero w dobie wielkich odkryć geograficznych. Szczególne znaczenie miała pierwsza wyprawa dookoła świata Ferdynanda Magellana w latach 1519 - 1522. W czasie jej trwania udowodniono, że istnieje połączenie wszystkich basenów oceanicznych, a więc stwierdzono ciągłość i określono rozległość powierzchni oceanu. Jego kształt, zarysy linii brzegowej ustalono podczas następnych wypraw odkrywczych, które można by zamknąć wyprawami Cooka (1768 -1780). Stopniowe rozszerzanie się horyzontu oceanograficznego i szybki rozwój wiedzy geograficznej umożliwiły Bernhardowi Vareniusowi podjęcie w połowie XVII w. próby syntezy tej nauki w słynnej geografii ogólnej - Geographia generalis (1671) - dziele, które dało podwaliny pod geografię fizyczną. Varenius zajął się tu również oceanem, jego podziałem i właściwościami. W definicji podkreślał ciągłość powierzchni oceanu otaczającego części lądowe Ziemi: „Oceanus continuo tractu

universam Tellurem partesque terrestres ambit, neque ejus superficies per interpositas terras omnino alicubi interrumpitur, sed tantum lactior continuit as et liber congressus impeditur" (Ocean otacza nieprzerwanym obszarem całą Ziemię wraz z częściami lądowymi,, jego powierzchnia nie jest w ogóle rozdzielona żadnymi lądami, lecz tylko je szerzej obejmuje, cale zatem oplatając łączy się wokół nich wolny"). Vareniusa trzeba wiec uznać za twórcę pojęcia ..,wszechocean" w znaczeniu współczesnym, oznaczającego jedną, nieprzerwaną przestrzeń oceaniczną opasującą Ziemię. Varenius wprawdzie nie miał jeszcze dostatecznych podstaw do przeprowadzenia podziału wszechoceanu, ale podział taki omówił i przedstawił swoją propozycję, dzieląc najpierw powierzchnię Ziemi na lądy i wody, te ostatnie z kolei na: rzeki, jeziora, bagna i continuum morza, to zaś na ocean składający się z czterech części, morza (zatoki) i cieśniny, z dalszym jeszcze podziałem tak wyodrębnionych kategorii (patrz podrozdz. 2.3).

2.2. WYMIARY WSZECHOCEANU Wymiary wszechoceanu przez długi czas były przedmiotem spekulacji z powodu braku wiarygodnych danych. Zwolennicy teorii oceanicznej (Herodot, Arystoteles, Eratostenes, Strabon, Pomponiusz Mela) uważali, że morza zajmują większy obszar niż lądy, natomiast zwolennicy teorii kontynentalnej (Hipparch, Marinos z Tyru, Ptolemeusz) utrzymywali, że ląd jest bardziej rozległy (Geografia antyczna). Znacznie później, bo w połowie XVII w., Varenius zakładał równość powierzchni wszechoceanu i lądu. Był też zdania, że głębokość wszechoceanu może lokalnie wynosić niemiecką milę (7400 m). Podobnie Riccioli w dziele Geographiae et hydrographiae..., opublikowanym w Bolonii w 1661 r., podczas próby obliczenia bilansu wodnego kuli ziemskiej, przyjął, iż oceany zajmują połowę powierzchni Ziemi (Staszewski 1966). W wieku XIX w podręcznikach geografii podano wyliczenia powierzchni wszechoceanu i jego poszczególnych części. Jan Śniadecki (1818) ocenił powierzchnię Ziemi na „9 milionów dwakroć pięćdziesiąt jeden tysięcy mil geograficznych kwadratowych" (9 251000), powierzchnię mórz zaś na 6 454 316 i uzyskał stosunek rozległości mórz do lądu 2,3078, tj. 2 1/3: 1. Jest to wartość bliska obecnie wyznaczonej 2,43. W podręczniku geografii Hermana Wagnera z 1900 r. dane morfometryczne poszczególnych oceanów są już zbliżone do ocen współczesnych. Ocean Spokojny (Wielki) ma tam powierzchnię 180 mln

km2, przy średniej głębokości 3850 m, Ocean Atlantycki - 105 mln km2 i 3300 m, a Ocean Indyjski - 75 mln km2 i 3900 m, zaś cała powierzchnia wszechoceanu wynosiła 360,4 mln km2, obecnie zaś szacuje się ją na 361,3 mln km2 (bez wysp). Do dokładniejszych obliczeń wymiarów wszechoceanu można było jednak przystąpić po pełnym skartowaniu linii brzegowej i po dokładniejszym rozpoznaniu ukształtowania dna. Pierwsze takie podstawowe obliczenie wykonał Kossina (1921). Według niego powierzchnia wszechoceanu wynosiła 361,059 mln km2, objętość jego wód 1370,323 mln km3 i średnia głębokość 3795 m. Te wyniki korygowali następnie różni autorzy, np: Menard i Smith (1966) ocenili objętość wszechoceanu na 1,350 mld km3, a średnią głębokość na 3729m. W roku 1972 grupa leningradzka (K. A. Zwonarjew, J. S.. Frołow i F. A. Czerniajewa) opublikowała nowe wyniki obliczeń wielkości wszechoceanu, oceniając powierzchnię na 361,302 mln km2, objętość na 1,338 mld km3 i średnią głębokość na 3704 m. Włączając wyspy, uzyskano powierzchnię 370,940 mln km2, a zatem przy takim założeniu powierzchnia wszechoceanu wzrosła prawie do 3/4 powierzchni Ziemi (ok. 73%).

Ryc. 4. Krzywa batygraficzna oceanu Rozkład częstości wysokości i głębokości (a) oraz krzywa hipsograficzna powierzchni Ziemi (b)

Te dane morfometryczne skorygowano w aneksie do Atlasa Okieanow (Tierminy... 1980) i ostatecznie ustalono, że powierzchnia wszechoceanu wynosi 361,3 mln km2, objętość 1,3408 mld km 3, a średnia głębokość 3711 m (tab. 1). Jako maksymalną głębokość

wszechoceanu przez wiele lat przyjmowano Głębię Witiazia w Rowie Mariańskim odkrytą w 1957 r. (11 022 m), jednakże podczas brytyjskiej ekspedycji statku H. M. S. „Cook" w 1962 r. natrafiono w Rowie Filipińskim na głębokość wynoszącą 11 524 m, którą obecnie można by uznać za największe zagłębienie w dnie wszechoceanu (Pickard 1979; The Times atlas... 1983). Jednak wynik pomiaru zdementowała Admiralicja Brytyjska (Kukal i in. 1987). Tabela 1. Wymiary oceanów

Ocean

Powierzchnia wodna mln km2 Atlantycki 106,41 Indyjski 76,17 Spokojny 178,68 Wszechocean 361,26

Objętość mln km3 347,73 282,65 710,36 1340,74

Głębokość średnia m 3 268 3 711 3 976 3 711

maksymalna m 8 742 7 209 11 524* 11 524*

*Głębia Cooka według The Times Atlas of the Oceans, Londyn 1983. Głębia Witiazia, dotychczas uznawana za największą, 11 022 m. Źródło: Tierminy, ponjatija, sprawocznye tablicy [w:] Atlas okieanow, G ławnoje Uprawlenije Nawigacji i Okieanografii, Min. Oborony SSSR, 1980.

Pełną informację statystyczną o wymiarach wszechoceanu i rozkładzie głębokości daje krzywa batygraficzna (ryc. 4). Jest ona częścią krzywej hipsograficznej przedstawiającej całą powierzchnię Ziemi w ujęciu statystycznym. Rozkład częstości wysokości na lądzie i głębokości w morzu odniesionych do średniego poziomu morza wykazuje dwa maksima: jedno odpowiadające poziomowi dominującemu +100 m, stanowiące wynik erozji subaeralnej redukującej powierzchnie lądowe i napełniającej materiałem terygenicznym morza przybrzeżne, i drugie odpowiadające głębokości 4950 m, związane z głębokimi basenami oceanicznymi. Ten bimodalny rozkład częstości wysokości i głębokości świadczy o podwójnej naturze skorupy ziemskiej: lżejszej w obszarze kontynentów, cięższej pod dnem oceanów. Na krzywej występują dwa odcinki o dużej zmienności: w pobliżu średniego poziomu morza i odpowiadający głębokim basenom. Wynika z tego, że przy niewielkich zmianach poziomu morza w pionie następują duże zmiany poziome w położeniu linii brzegowej. Przegięcie krzywej batymetrycznej w obszarze mniejszych głębokości reprezentuje głównie strefę pośrednią - stok kontynentalny, stanowiącą połączenie skorupy: kontynentalnej z oceaniczną. Poziom eustatyczny oceanów kontroluje równowaga izostatyczna, tzn. po napełnieniu się oceanu jego dno ugina się, zaś jeśli ubywa wody, dno podnosi się, kompensując pionowe ruchy zwierciadła wód

oceanicznych. Z tego wynikałoby, że kształt krzywej batymetrycznej nie zależy od stopnia napełnienia oceanu. Wreszcie ostatnia uwaga krzywa batymetryczna przedstawia współczesny stan reliefu dna wszechoceanu. Krzywe dotyczące różnych okresów istnienia wszechoceanu dostarczają informacji o ewolucji reliefu powierzchni Ziemi i służą do opracowywania prognozy dalszego rozwoju tej powierzchni. Na podstawie krzywej hipsograficznej można wyznaczyć stosunek powierzchni lądowej do powierzchni wodnej. Określa ten stosunek punkt przecięcia krzywej z poziomem zerowym i przyjmowany jest jako 29,2:70,8. Stosunek ten dla kontynentów wraz z ich podwodnymi cokołami (szelfem i stokiem kontynentalnym) wynosi 40:60. Jeśli brać pod uwagę tylko krzywą batygraficzną, wartość rzędnej tej krzywej odpowiadająca wartości 50% na osi odciętych reprezentuje średnią głębokość wszechoceanu. Główne formy morfologiczne dna oceanu to: obrzeże kontynentalne (szelf i stok) zajmujące 58,6 mln km2 (16,2%), strefa przejściowa (łuki wyspowe, rowy głębinowe, zagłębienia mórz przybrzeżnych) - 33,0 mln km2 (9,1 %), łoże oceanu (dno basenów oceanicznych) - 207,3 mln km2 (57,4%) i grzbiety śródoceaniczne - 62,4 mln km2 stanowiące 17,3% (Litwin 1987). Dokonajmy jeszcze oceny ilości wody we wszechoceanie w stosunku do masy i objętości całej Ziemi oraz w odniesieniu do całej hydrosfery. Przyjmując masę Ziemi równą 5,975 • 1024 kg i jej objętość 1083319,78106 km3, uzyskujemy stosunek masy wszechoceanu do masy Ziemi równy 0,023%, czyli 1/4500. Stosunek objętości przedstawia się jak 1/800 (0,12%). Stosunek średniej głębokości wszechoceanu do średniego promienia Ziemi (średnio 6367,5 km) wynosi 1/1700. Oznacza to, że na globusie szkolnym o średnicy 33,5 cm grubość powłoki oceanicznej odpowiadałaby warstewce 0,1 mm, a więc grubości naklejonej kartki papieru przedstawiającej zarysy wszechoceanu. Inaczej jeszcze prezentuje się obrazowo ilość wody na Ziemi - jako jedną kroplę w stosunku do modelu całej planety. Porównując powierzchnię wszechoceanu z powierzchnią Polski, w jej dzisiejszych granicach, uzyskujemy wielokrotność ponad tysiąc razy (1130 razy), biorąc zaś za miarę objętości Morze Bałtyckie (bez cieśnin) stwierdzamy, że można je pomieścić we wszechoceanie 67 000 razy. Jednakże ilości wody zawarte we wszechoceanie są olbrzymie. Dokładne bilanse wodne są ostatnio przedmiotem nowych obliczeń. Do

naszych celów przyjmiemy bilans wodny hydrosfery przedstawiony w tabeli 2. Tabela 2. Zasoby hydrosfery

Oceany Lodowce i stała pokrywa śnieżna Wody podziemne Wieczna marzłość Jeziora Wilgoć glebowa Woda w atmosferze Bagna Rzeki Woda w organizmach żywych roślinach Razem

1 340,74 km2 24,87 23,40 0,30 0,18 0,02 0,01 0,01 0,002 i0,001

96,49% 1,79 1,68 0,022 0,013 0,001 0,0007 0,0007 0,0001 0,0001

1 389,53

100

Uwaga. W bilansie nie uwzględniono: wód osadów i skał osadowych ocenianych na ok. 3 200 min km oraz w ocenie wód podziemnych kontynentów - wód podziemnych 3 Antarktydy ocenianych orientacyjnie na 2 mln km . Źródło: Tierminy, ponjatija, sprawocznyje tablicy [w:] Atlas okieanow, Gławnoje Uprawlenije Nawigacji i Okicanografii, Min. Oborony SSSR, 1980.

Zasoby całej hydrosfery wynoszą ok. 1,6 mld km3, z tego na wszechocean przypadałoby prawie 86%. Jeżeli z tego bilansu wyłączyć wodę uwięzioną w osadach i skałach osadowych w ilości 200 mln km3, udział wód oceanicznych w bilansie wodnym wzrasta do 97%, a więc prawie cała woda krążąca w cyklu hydrologicznym na Ziemi znajduje się we wszechoceanie. Rozkład powierzchni wodnej na powierzchni Ziemi nie jest równomierny. Rozpatrując go w pasach równoleżnikowych stwierdzamy, że ciągłe pasy wodne wokół kuli ziemskiej występują w sąsiedztwie bieguna północnego (90-80° szer. geogr. pn.), a wokół bieguna południowego (między 50-70° szer. geogr. pd.) mamy prawie pełną powierzchnię wodną. Największe skupienie lądów występuje na półkuli północnej, z maksymalnym ich udziałem (powyżej 50%) między 70-50° szer. geogr. pn. Największy udział ogólny powierzchni wodnej zaznacza się na półkuli południowej. Z takim nierównomiernym rozkładem lądu i morza wiążą się konsekwencje natury klimatycznej. Stosując podział powierzchni Ziemi na półkulę lądową, ze środkiem we Francji (w pobliżu ujścia rzeki Vilaine) i półkulę wodną, ze środkiem w rejonie Nowej Zelandii, stwierdzamy, że nawet na półkuli lądowej powierzchnia wodna stanowi 53% całej powierzchni tej półkuli, na półkuli wodnej zaś aż 62,6% całej powierzchni wszechoceanu. Przy

typowym podziale na półkulę północną i półkulę południową stosunek morza i lądu na półkuli północnej wynosi 60,7%, a na półkuli południowej 80,9% (Tchernia 1980).

2.3. PODZIAŁY WSZECHOCEANU Stare podziały wszechoceanu były bardzo uproszczone i sprowadzały się do określania jego części przez główne kierunki świata: północny, południowy, zachodni i wschodni. Bartłomiej Keekermann w wykładach prowadzonych w Gimnazjum Akademickim w Gdańsku na początku XVII w. podobnie dzieli „ocean" lub „morze" za dawnymi geografami na cztery oceany: Indyjski na wschodzie, Atlantycki na zachodzie, Magellański na południu i Lodowaty na północy. A, Pierwszy nowożytny podział wszechoceanu zaproponował wspomniany już Bernhard Varenius w 1650 r. W edycji amsterdamskiej jego dzieła Geographia generalis z 1671 r. istnieje podział wszechoceanu również na cztery części, zwane także oceanami: Morze Atlantyckie (Mare Atlanticum lub Oceanus Atlanticus), składające się wówczas z różnych części rozmaicie nazywanych, Morze Pacyficzne nazywane też Morzem Południowym (Mare Pacifieum sive Mare del Zur), Morze Północne (Mare Septentrionale), składające się z oceanów: lodowatego, tartaryjskiego, hyperborejskiego i in., oraz Morze Południowe (Mare Australe lub Oceanus Australis) wokół Magellaniki (czyli Lądu Południowego), którego część stanowiło Morze Indyjskie (Mare Indicum). Oprócz głównych części wszechoceanu Varenius wyróżnił sześć mórz podłużnych (oblongi) lub zatok (Sinus Maris vel Oceani): Morze Śródziemne (dzielone z kolei na morza i zatoki), Morze Bałtyckie lub zatokę Codanus (dzielące się na: liwońskie, botnickie i fińskie), Zatokę Arabską (dzisiejsze Morze Czerwone), Zatokę Perską, Zatokę Kalifornijską i Zatokę Koreańską, oraz sześć mórz lub zatok otwartych (hiantes): Zatokę Meksykańską, Zatokę Gangesową lub Bengalską, Zatokę między Malakką a Kambodżą, morze Lantchidol (inter Beach et novam Guineam terrae Magellanicae - między Australią a Nową Gwineą) oraz Morze Hudsona. Wydzielił ponadto kilkanaście cieśnin i osobno Morze Kaspijskie, o niesprecyzowanym przydziale, z wyrażeniem wątpliwości, czy ma ono podziemne połączenie z wszechoceanem, jak to twierdzono dotychczas. Varenius dopuszczał też podział wszechoceanu na trzy części: atlantycką, pacyficzną i indyjską, podkreślał jednak, że każdy podział jest umowny i nie oddaje natury rzeczy. Mówił: „Mogą być także wyróżniane trzy części, mianowicie Ocean Atlantycki, Spokojny i Indyjski, lecz

wówczas znacznie powiększymy Atlantyk. Sprawa nie jest wielkiej wagi, niech więc każdy zostaje przy tym, co wydaje mu się najlepsze. Podział bowiem bardziej opiera się na wymyśle, niż na Naturze". Podział wszechoceanu na trzy części przyjmował kontynuator nauki Vareniusa Holender Struyck (1740); wyróżniał mianowicie: Wielkie Morze Południowe (de groote Zuid-Zee), Morze Indyjskie (de Indische Zee), Morze Atlantyckie (de Atlantische Zee). Podobnie francuski geograf Philippe Buache w 1752 r. wydzielał we wszechoceanie trzy wielkie morza: Ocean (dzisiejszy Ocean Atlantycki), Morze Indyjskie i Wielkie Morze, natomiast odrzucał w tym ostatnim przypadku nazwy: Morze Pacyficzne i Morze Południowe. W swoim podziale wyróżniał ponadto dwa małe morza: Północne i Południowe Morze Lodowate, jako zwieńczenia (les tetes des autres) tych trzech wielkich części Oceanu (Wisotzki 1883). Francuski kontradmirał Claret de Fleurieu w latach 1798 - 1800 podsumował dotychczas istniejące podziały i uporządkował nazewnictwo hydrograficzne. Przyjął, że Ziemia ma dwie wyspy kontynentalne i jeden ocean. Jedną z wysp tworzy Europa, Azja i Afryka, a drugą oba kontynenty amerykańskie. Ocean jest jedyny i niezmierzony, jego wody opływają Ziemię od bieguna do bieguna i pozostają wszędzie w równowadze (Wisotzki 1883). Jednakże dla ułatwienia Fleurieu dzieli wszechocean na dwie części: Ocean Atlantycki i Ocean Wielki, które z kolei zwrotniki dzielą na trzy części: północną, równikową i południową. Wokół biegunów wydzielił ponadto za pomocą kół podbiegunowych dwa morza: Arktyczny Ocean Lodowaty i Antarktyczny Ocean Lodowaty. Ocean Indyjski potraktował jako zatokę Oceanu Wielkiego (ściślej jego części równikowej). Fleurieu wdał się również w dość zawiłe próby ustalenia klasyfikacji obszarów morskich. Jego podział ogólny wszechoceanu nosi cechy podziału astronomicznego, a więc podziału sztucznego. Szczególnie trudny do przyjęcia okazał się właśnie podział wtórny za pomocą zwrotników i kół podbiegunowych, jednakże kontynuatorzy Fleurieu stosowali go w XIX w. Należał do nich Malte-Brun (1810-1829), który przejął pomysł podziału przestrzeni wodnej na dwa oceany: wielki basen austroorientalny, między Przylądkiem Dobrej Nadziei i przylądkiem Horn, i basen zachodni, tworzący rodzaj rękawa (manche) między wielkimi kontynentami (Ocean Atlantycki wraz z Morzem Arktycznym). Podzielał również poglądy Fleurieu Adriano Balbi (1819). Wydzielił wprawdzie cztery oceany: Północne i Południowe Morze Lodowate, Atlantyk i Ocean Wielki, lecz do tego ostatniego włączył Ocean Indyjski.

Nieco inne podejście zaprezentował Heinrich Steffens. Przyjął istnienie trzech podwójnych kontynentów: Ameryki Północnej i Południowej, Europy i Afryki oraz Azji i Australii, a także trzech oceanów: Wielkiego, Indyjskiego i Atlantyckiego, przypisując im szczególną samoistność. Wyróżnił z kolei w nich łożyska: północne i południowe (wyłączając Ocean Indyjski). Dopuszczał wydzielenie Północnego Morza Lodowatego ze względu na jego szczególny charakter. Twierdził, że Ocean Wielki o kształcie owalnym, otwarty na południe, ma charakter najbardziej „oceaniczny", Ocean Indyjski o kształcie trójkątnym to ocean zatok, wreszcie Ocean Atlantycki o kształcie doliny z równoległymi brzegami jest oceanem „morskim", mającym wiele wcinających się głęboko w kontynenty mórz (Wisotzki 1883). -- W połowie XIX w. Komisja Królewskiego Towarzystwa Geograficznego w Londynie pod przewodnictwem angielskiego geologa z Edynburga R. I. Murchinsona (1845) dokonała oficjalnego podziału przestrzeni oceanicznej. Komisja w zasadzie zatwierdziła propozycję Fleurieu podziału wszechoceanu na pięć oceanów: Atlantycki, Indyjski, Spokojny, Arktyczny i Antarktyczny, z dalszym wyodrębnieniem ich części za pomocą zwrotników i kół podbiegunowych. Podział ten wprowadził do kartografii August Petermann w 1850 r.,

Ryc. 5. Karta tytułowa dzieła Bernhardusa Vareniusa Geographia generalia z 1671 r.

Ryc. 6. Podział przestrzeni oceanicznej według Vareniusa

z zastrzeżeniem, aby koła podbiegunowe zastąpić równoleżnikiem 60°, gdyż oba morza polarne były w dotychczasowym podziale zbyt małe w stosunku do głównych oceanów, a przy tym występował jeszcze brak zgodności zasięgu paku lodowego. Ogólnie przyjął się tylko podział pierwszego rzędu na oceany. Wyniki pracy komisji opublikowano dopiero w 1893 r. W polskim słownictwie geograficznym XIX w. stosowano następujące nazwy oceanów odpowiadające uprzednio omówionym podziałom: Ocean Biegunowy Północny, Ocean Biegunowy Południowy, Ocean Indyjski, Ocean Zachodni, czyli Atlantycki, i Ocean Wschodni, Wielki, czyli Spokojny (Stroynowski 1865), względnie: Morze Północne Lodowate (Arktyczne), Ocean Atlantycki, Ocean Spokojny lub Wschodni, Ocean Indyjski i Morze Lodowate Południowe (Antarktyczne) (Guthe 1875). Na przełomie wieków XIX i XX oceanograf niemiecki Otto Krummel powraca do koncepcji trzech oceanów: Atlantyckiego, Indyjskiego i Spokojnego (Krummel 1907). Granice między oceanami przyjął, podobnie jak Fleurieu i Murchinson, wzdłuż południków przechodzących przez Przylądek Igielny (20° dł. geogr. wsch.), Przylądek Południowo-Wschodni Tasmanii (147° dł. geogr. wsch.), lecz między Oceanem Spokojnym i Oceanem Atlantyckim odmiennie według ukośnej linii łączącej przylądek Horn i północny cypel Louis Philippsland. Krummel włączył Ocean Arktyczny jako morze do Oceanu Atlantyckiego i skasował Ocean Antarktyczny, twierdząc, że traktowanie koła podbiegunowego jako granicy tego oceanu wynikało dotychczas z „niewiedzy i nieśmiałości". Krummel opracował też szczegółową klasyfikację mórz i zaproponował naturalny system podziału przestrzeni morskiej, dzieląc ją na oceany, morza, zatoki i cieśniny. Po I wojnie światowej opracowano w 1919 r. w Międzynarodowym Biurze Hydrograficznym w Monako (IHB) nowy podział przestrzeni morskiej. Przygotowano go przede wszystkim z punktu widzenia standaryzacji klasyfikacji informacji hydrograficznej do celów żeglugowych, lecz przyjęto również w wielu innych dziedzinach praktyki morskiej (Limites des oceany... 1928). Podział przeznaczono głównie do potrzeb narodowych służb hydrograficznych i miał charakter wybitnie konwencjonalny, aczkolwiek opracowano go z uwzględnieniem naukowych rozpoznań oceanograficznych. Jako podział arbitralny ściśle określał granice wydzielonych 66 obszarów mórz i oceanów. Granice tworzyły na ogół południki, równoleżniki i loksodromy. Morza były odcięte od otwartych

wód oceanicznych, a pozostały obszar wód dzielił się na sześć oceanów: Arktyczny, Atlantycki (północny i południowy z granicą na równiku), Spokojny (północny i południowy z granicą na równiku) i Indyjski (ryc. 7). Podział ten kilkakrotnie weryfikowano (w 1937, 1950 i 1953 r.), a obecnie przygotowuje się nową wersję oficjalnej publikacji IHB z 1953 r. W pierwszej wersji klasyfikacji IHB wydzielano jeszcze Ocean Południowy. Po wydaniu instrukcji IHB w 1937 r. przeważyła jednak opinia, że brak podstaw do nazywania go oceanem, ponieważ północne granice są trudne do ustalenia. Podzielono więc ten „ocean" południkami przechodzącymi przez najdalej na południe wysunięte przylądki Ameryki Południowej, Afryki, Australii i włączono do oceanów: Atlantyckiego, Indyjskiego i Spokojnego. Jednakże w ostatniej wersji rozszerzonego podziału IHB prezentowanej w Związku Radzieckim (Gieografija Mirowogo okieana, 1980-1987) wydzielono ponownie duży obszar Oceanu Południowego ze szczegółowym, lecz dosyć umownym podziałem na morza wokółantarktyczne.

Ryc. 7. Podział oceanu przyjęty przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako (1953)

Liczby porządkowe oznaczają następujące morza i oceany: 1 - Morze Bałtyckie, 2 - Kattegat, Sund i Bełty, 3 - Skagerrak, 4 - Morze Północne, 5 - Morze Grenlandzkie, 6 - Morze Norweskie, 7 - Morze Barentsa, 8 Morze Białe, 9 - Morze Karskie, 10 - Morze Łaptiewów, 11 - Morze Wschodniosyberyjskie, 12 - Morze Czukockie, 13 - Morze Beauforta, 14

- Przejście Północno-Zachodnie, 14A - Morze Baffina, 15 - Cieśnina Davisa, 15A - Morze labradorskie, 16 - Zatoka Hudsona, 16A - Cieśnina Hudsona, 17 - Morze Arktyczne (Ocean Arktyczny), 17A - Morze Lincolna, 18 - Morze wewnętrzne u zachodnich wybrzeży Szkocji (Morze Szkockie, Morze Hebrydzkie itd.), 19 - Morze Irlandzkie i Kanał Św. Jerzego, 20 - Kanał Bristolski, 21 - Kanał La Manche, 22 - Zatoka Biskajska, 23 - Ocean Atlantycki Północny, 24 - Zatoka Św. Wawrzyńca, 25 - Zatoka Fundy, 26 - Zatoka Meksykańska, 27 - Morze Karaibskie, 28 - Morze Śródziemne, 29 - Morze Marmara, 30 - Morze Czarne, 31 Morze Azowskie, 32 - Ocean Atlantycki Południowy, 33 - Rio de la Plata, 34 - Zatoka Gwinejska, 35 - Zatoka Sueska, 36 - Zatoka Akaba, 37 Morze Czerwone, 38 - Zatoka Adeńska, 39 - Morze Arabskie, 40 Zatoka Omańska, 41 - Zatoka Perska, 42 - Morze Lakkadiwów. 43 Zatoka Bengalska, 44 - Morze Andamańskie, 45 - Ocean Indyjski, 46 Cieśnina Malakka, 47 - Zatoka Tajlandzka, 48 - Archipelag Wschodnioindyjski, 49 - Morze Południowochińskie, 50 - Morze Wschodniochińskie, 51 - Morze Żółte, 52 - Morze Japońskie, 53 Japońskie Morze Wewnętrzne, 54 - Morze Ochockie, 55 - Morze Beringa, 56 - Morze Filipińskie, 57 - Ocean Północnopacyficzny, 58 Zatoka Alaska, 59 - wody przybrzeżne u południowo-wschodniej Alaski, 60 - Zatoka Kalifornijska, 61 - Ocean Południowopacyficzny, 62 - Wielka Zatoka Australijska, 62A - Cieśnina Bassa, 63 - Morze Tasmana, 64 Morze Koralowe, 65 - Morze Salomona, 66 - Morze Nowogwinejskie Do koncepcji Oceanu Południowego powrócił w latach trzydziestych francuski geograf Camille Vallaux (1933). Uważał Wielki Ocean Południowy za główną jednostkę podziału przestrzeni oceanicznej, a pozostałe oceany: Atlantycki, Indyjski i Spokojny za jednostki drugorzędne, jak gdyby zatoki, uzależnione od tego homogenicznego obszaru morskiego obejmującego znaczną część półkuli południowej, o warunkach najbardziej zbliżonych do warunków, które panowałyby na planecie wodnej (Ziemi pokrytej całkowicie wodą).. Jako południową granicę Oceanu Południowego przyjął Vallaux równoleżnik 35° szer. geogr. pd. Z oceanów wtórnych wydzielił morza, np. Ocean Atlantycki ograniczało od północy koło podbiegunowe (jak u Fleurieu), w Oceanie Indyjskim wydzielił Morze Czerwone, Zatokę Perską i Morze Andamańskie, a w Oceanie Spokojnym - morza wschodnioazjatyckie. Pozostałą część Oceanu Spokojnego podzielił na Głębię Północną, Morze Koralowe i Morze Południowe. Podział Vallaux opierał się na kryterium topograficznym, cechach klimatycznych i dynamicznych oceanu, a częściowo był umowny. Morza podzielił Vallaux

na cztery klasy: lodowate, łuków wyspowych, śródziemne i płytkie (w platformiekontynentalnej). W latach trzydziestych bieżącego wieku opublikowano jednocześnie, lecz niezależnie, dwa podziały wszechoceanu na regiony naturalne. Jednym z nich był podział o charakterze geograficznym G. Schotta (1935), który opierał się-na rozpatrywaniu właściwości powierzchni oceanu wynikających ze współoddziaływania atmosfery i oceanu, z uwzględnieniem czynników biologicznych. Próby podziałów typu klimatycznego stosowano w geografii już dawno, począwszy od bardzo prostych podziałów, gdzie granicę tworzyły koła podbiegunowe i zwrotniki do wyznaczania przebiegu charakterystycznych izoterm, występowania opadów, stref roślinności itd. Podziały takie odniesione do wszechoceanu budzą wiele zastrzeżeń. Również próba Schotta nie jest w pełni przekonująca ze względu na przyjęcie dość subiektywnych kryteriów podziału. Szczególne zastrzeżenia budzi nieuwzględnienie w podziale warunków panujących w głębszych partiach morza. Podział ten nie ma więc charakteru oceanograficznego - jest dosyć szczegółowy, lecz wydzielenia poszczególnych regionów dokonano w sposób bardzo sztuczny. Ogółem Schott wydzielił 39 regionów, z czego na Ocean Atlantycki przypadało 18, na Ocean Indyjski 8 i na Ocean Spokojny 13. Typowym regionem naturalnym w tym podziale, opartym na cechach zewnętrznych powierzchni oceanu, jest Morze Sargassowe (ryc. 8). Drugi podział naturalny, G. Wusta (1936), jest oparty na podstawach morfologicznych (ryc. 9). Podział dotyczy głównie otwartych obszarów wszechoceanu i polega na wydzielaniu basenów oceanicznych, które Wiist uważa za odpowiedniki mórz. Zaletą kryterium morfologicznego jest łatwość wyznaczania nawet małych obszarów morskich, lecz nie może ono być jedyne, gdyż ukształtowanie dna nie zawsze decyduje o charakterze regionalnym obszaru. Spokojny (był przy tym przeciwnikiem skrótów tych nazw: Atlantyk, Indyk, Pacyfik). Zastosował podział na baseny (regiony o głębokości ponad 4000 m) rozdzielone przede wszystkim liniami grzbietów śródoceanicznych i zamknięte innymi drugorzędnymi formami dna o kierunku przeważnie prostopadłym do głównych grzbietów. Ocean Atlantycki składał się z 18 basenów, Ocean Indyjski z 9 i Ocean Spokojny z 15. Wust wyróżnił trzy oceany: Ocean Atlantycki, Ocean Indyjski i Ocean Podział na baseny oceaniczne proponowali także inni badacze. W dziele H. Sverdrupa, M. Johnsona i R. Fleminga (1942) przedstawiono podział wszechoceanu na 45 basenów o głębokości ponad 4000 m, oparty na pracy Vaughana i in. (1940), przy czym na Ocean Atlantycki

przypadało 19 basenów, Ocean Indyjski 12 i Ocean Spokojny 14. Wydzielono również 17 wielkich głębi (ponad 6000 m) i rowów oceanicznych (ponad 8000 m). Rozwinięciem tego typu podziału basenów o głębokościach większych od 5000 m jest podział W. N. Stiepanowa (1974).

Ryc. 8. Podział oceanu na regiony geograficzne według G. Schotta (1935)

Regiony oceanu: 1 - Północnopolarny, 2 - Północnoatlantycki podpolarny, 3 - Północno-zachodniego Oceanu Atlantyckiego, 4 - Dryfu Północno-wschodniego Oceanu Atlantyckiego, 5 - Morza Północnego i Bałtyckiego, 6 - Prądu Zatokowego, 7 - Morza Sargassowego, 8 Marokański, 9 - Morza Śródziemnego i Morza Czarnego, 10 - Pasatu Północnoatlantyckiego, 11 - Atlantycki Równikowy, 12 -- Brazylijski, 13 Wyspy Wniebowstąpienia, 14 - Południowo-zachodnioafrykański, 15 Średnich Szerokości Południowoatlantyckich, 16 - Patagoński, 17 Południowoatlantycki Podpolarny, 18 - Atlantycki Południowopolarny, 19 - Morza Arabskiego, 20 - Zatoki Bengalskiej, 21 -- Indyjski Równikowy, 22 - Wyspy Mauritius, 23 - Północno-zachodnioaustralijski, 24 - Średnich Szerokości Południowoindyjskich, 25 - Południowoindyjski Podpolarny. 26 - Indyjski Południowopolary, 27 - Mórz Wschodnioazjatyckich, 28 Średnich Szerokości Północnopacyficznych, 29 - Kalifornijski, 30 Meksykański, 31 - Pasatu Północnopacyficznego, 32 - Japoński, 33 Równikowy Pacyficzny, 34 Malajski, 35 Wyspowy Południowopacyficzny, 36 - Wyspy Galapagos, 37 - Średnich Szerokości Południowopacyficznych, 38 - Południowopacyficzny Podpolarny, 39 Pacyficzny Południowopolarny

Kryterium morfologiczne z uwzględnieniem warunków hydrofizycznych panujących we wszechoceanie zastosowali N. N. Zubow i A. W. Ewierling (1940)„ uzyskując wierniejszy obraz warunków naturalnych. Ich propozycję trudno było jednak zastosować w praktyce ze względu na zawiłość granic regionów, zwłaszcza w południowych częściach oceanów. W północnych częściach natomiast przebieg granic był niekonsekwentny, bardziej schematyczny (ryc. 10). Po II wojnie światowej pojawiło się wiele nowych propozycji podziału wszechoceanu na podstawach geograficznych. Amerykański oceanograf F. Elliot (Giembiel 1979) przeprowadził regionalizację na podstawie typów wód oceanicznych, biorąc przy tym pod uwagę jej charakter strefowy oraz uwzględniając warunki w dolnych warstwach atmosfery. Elliot, opierając się na uśrednionych mapach rozkładu temperatury wody, zasolenia, prądów powierzchniowych, wiatrów, zasięgu lodów, temperatury powietrza, opadów, wydzielił osiem kategorii rejonów (ryc. 1l). Są to: 1 - wody oceaniczne niskich szerokości (międzyzwrotnikowe), 2 - wody oceaniczne średnich szerokości między zwrotnikami a zimową granicą pływających lodów, 3 - wody oceaniczne wysokich szerokości (wody arktyczne i antarktyczne do zimowej granicy pływających lodów), 4 - wody wznoszące się w antycyklonach (u zachodnich brzegów kontynentów w strefie niskich szerokości), 5 - wody monsunowe o wysokim (5a) i niskim (5b) zasoleniu (wody niskich szerokości Oceanu Indyjskiego) i w zachodniej części Oceanu Spokojnego (pozostające pod wpływem kontynentu), 6 - wody kontynentalne średnich szerokości (u wschodnich brzegów Azji i Ameryki Północnej), 7 - wody polarnokontynentalne (przybrzeżne wody Morza Arktycznego), 8 - wody śródziemne o wysokim (8a) i niskim (8b) zasoleniu i wody wewnętrzne, w tym także morza podzwrotnikowych i umiarkowanych szerokości znajdujące. się pod wpływem otaczającego lądu. Z licznych podziałów geograficznych powstałych w ZSRR jedną z pierwszych propozycji była klasyfikacja A. M. Muromcewa z 1951 r. Wydzielił on, podobnie jak Schott, regiony o dużej jednorodności warunków naturalnych (ryc. 10). Do wymienionych już podziałów naturalnych dołączyć należy regionalizację opracowaną na podstawach oceanograficznych przez niemieckiego oceanografa G. Dietricha (1959).

Ryc. 9. Podział oceanu na podstawach geomorfologicznych według G. Westa (1936), uzupełniony przez W. N. Stiepanowa (1974)

Baseny: 1 - Labradorski, 2 - Nowofundlandzki, 3 - Północnoamerykański, 4 - Gujański, 5 - Brazylijski, 6 - Argentyński, 7 - Południowoantylski, 8 Zachodnioeuropejski, 9 - Iberyjski, 10 - Kanaryjski, 11 - Zielonego Przylądka, 12 - Sierra Leone, 13 - Gwinejski, 14 - Angolski, 15 - Kapski, 16 - Atlantycko-Antarktyczny, 17 - Filipiński, 18 - Zachodniokaroliński, 19 - Wschodniokaroliński, 20 - Koralowy, 21 - Fidżi, 22 - Tasmana, 23 Północno-zachodniopacyficzny, 23A - Wschodniomańański, 24 Północno-wschodniopacyficzny, 25 -- Środkowopacyficzny, 26 Wschodniopacyficzny, 27 - Południowopacy-ficzny, 28 - Nowozelandzki, 29 - Peruwiański, 30 - Południowochilijski, 31 - Pacyficzno-Antarktyczny, 32 - Arabski, 33 - Somalijski, 34 - Madagaskarski, 35 - Mozambicki, 36 Przylądka igielnego, 37 - Indyjski Południowopolarny, 38 - Indyjski Południowo-zachodni, 39 Środkowoindyjski, 40 -indyjski Zachodnioaustralijski, 41 - Indyjski Południowoaustralijski, 42 - Indyjski Wschodniopolarny Wziął on pod uwagę trójwymiarowe pole prądów w pobliżu powierzchni wody i warunki zlodzenia w wysokich szerokościach geograficznych, w powiązaniu z czynnikami fizycznymi, chemicznymi i biologicznymi oraz z warunkami w przyległej warstwie atmosfery. Jest to, jak i w przypadkach poprzednich, podział nieostry, bowiem granicami regionów nie są linie, lecz strefy graniczne podlegające pewnym przemieszczeniom w cyklu rocznym. Dietrich rozróżnia siedem regionów wszechoceanu: prądów pasatowych, prądów równikowych, prądów wol-

nostrumieniowych, końskich szerokości, wiatrów zachodnich i obszarów polarnych.

Ryc. 10. Podział oceanu na regiony naturalne według N. N. Zubowa i A. W. Ewierlinga (1940) (mapa górna). Podział oceanu według A. M. Muromcewa (1951) (mapa dolna). Opis w tekście

Ryc. 11. Podział oceanu na regiony fizycznogeograficzne według F. Elliota (1954)

Z wyjątkiem regionów prądów wolnostrumieniowych i polarnych wszystkie pozostałe mają odpowiedniki w polach wiatru. Podział jest na ogół strefowy z symetrią analogicznych regionów na półkulach północnej i południowej (ryc. 12).

Ryc 12. Podział oceanu na podstawach oceanograficznych według G. Dietricha (1959).

W roku 1961 D. W. Bogdanow opracował podział na naturalne strefy oceanu. Wydzielił po pięć stref na półkuli północnej i południowej oraz strefę równikową. Są to: I. Strefy półkuli północnej: A) strefa polarna lub arktyczna - pokrywająca się z basenem Morza Arktycznego, B) strefa podpolarna lub. podarktyczna - w przedziale sezonowych zmian granicy lodów, W) strefa umiarkowana - obszerna strefa wód umiarkowanych szerokości, G) strefa podzwrotnikowa - pokrywająca się w zasadzie z obszarami wysokiego ciśnienia atmosferycznego, D) strefa zwrotnikowa lub pasatowa - umiarkowanych wiatrów; II. E) Strefa równikowa - stale ciepłych wód; III. Strefy półkuli południowej: Z) strefa zwrotnikowa, Z) strefa podzwrotnikowa - w obszarach antycyklonów, 1) strefa umiarkowana - między liniami podzwrotnikowej i antarktycznej konwergencji, K) strefa podpolarna lub podantarktyczna - zamknięta między liniami antarktycznej konwergencji i dywergencji, L) strefa polarna lub antarktyczna - rozciągająca się wokół kontynentu na obszarach szelfowych do linii dywergencji antarktycznej.

Ryc.13 Podział oceanu na regiony fizycznogeograficzne według D. W. Bogdanow’a (1985).

Wymienimy tylko strefy główne. Są to w Oceanie Atlantyckim: 1.1. strefa północna podpolarna, 1.2. północna umiarkowana, 1.3. północna podzwrotnikowa wraz z Morzem Sargassowym, 1.4. północna zwrotnikowa, 1.5. równikowa, 1.6. południowa zwrotnikowa, 1.7. południowa podzwrotnikowa, 1.8. południowa umiarkowana, 1.9. południowa podpolarna, 1.10. południowa polarna; w tzw. Oceanie Lodowatym Północnym: 2.1. Basen Arktyczny, 2.2. Basen Norwesko-

Grenlandzki, 2.3. Morze Barentsa, 2.4. Morze Białe, 2.5. Morze Karskie, 2.6. Morze Łaptiewów, 2.7. Morze Wschodniosyberyjskie, 2.8. Morze Czukockie, 2.9. Morze Beauforta, 2.10. wody Archipelagu Arktycznego, 2.11. Morze Baffina, 2.12. Zatoka Hudsona; w Oceanie Spokojnym: 3.1. strefa północna podpolarna, 3.2. północna umiarkowana, 3.3. północna podzwrotnikowa, 3.4. północna zwrotnikowa, 3.5. równikowa, 3.6. południowa zwrotnikowa, 3.7. południowa podzwrotnikowa, 3.8. południowa umiarkowana, 3.9. południowa podpolarna, 3.10. południowa polarna; w Oceanie Indyjskim: 4.1. północna zwrotnikowa, 4.2. równikowa, 4.3. południowa zwrotnikowa, 4.4. południowa podzwrotnikowa, 4.5. południowa umiarkowana, 4.6. południowa podpolarna, 4.7. południowa polarna. Zwraca uwagę brak proporcji w podziale na baseny i morza Morza Arktycznego - „Oceanu Lodowatego Północnego" w stosunku do wielkich jednostek (stref) oceanów. Schemat geograficznych stref Ziemi z wyróżnieniem prowincji oceanicznych zaproponował w 1967 r. Giembiel (Łymariew 1978). Wydzielił we wszechoceanie, podobnie jak Bogdanow, jedenaście stref: po dwie - polarne, podpolarne, umiarkowane, podzwrotnikowe i zwrotnikowe oraz jedną równikową. Granice między strefami stanowiły fronty hydrologiczne, sezonowo zmieniające nieco swoje położenie (Giembiel 1979). Prowincje oceaniczne tego podziału są następujące: 1) środkowego basenu polarnego, 2) azjatycko-europejska i amerykańska podpolarnych wód kontynentalnych, 3) pacyficznej peryferii wschodniej, 4) pacyficznej peryferii zachodniej, 5) wschodnich wód kontynentalnych, ochocko-japońska, 6) atlantycko-europejska, 7) wschodnich wód kontynentalnych, atlantycko-grenlandzka, 8) podzwrotnikowych wód wewnątrzlądowych, 9) podzwrotnikowych wschodnich i zachodnich peryferii Oceanu Spokojnego i Oceanu Atlantyckiego, 10) zimnych wód wstępujących, kanaryjska i kalifornijska, 11) ciepłych wód pasatowych: karaibska, północnopasatowa w Oceanie Spokojnym i Oceanie Atlantyckim, arabska i mikronezyjska, 12) równikowych przeciwprądów: pacyficznych, atlantyckich i indyjskich, 13) zimnych wód wstępujących południowej półkuli: benguelska, peruwiańska i zachodnioaustralijska, 14) wód ciepłych: brazylijska, południowoindyjska, południowopasatowa pacyficzna, 15) podzwrotnikowa południowej półkuli: pacyficzna, indyjska i atlantycka, 16) umiarkowanych szerokości południowej półkuli: południowoamerykańska pacyficzna, środkowa pacyficzna, nowozelandzkoaustralijska, indyjska, atlantycko-afrykańska, tlantycko-

południowoamerykańska, 17) podpolarna południowej półkuli: pacyficzna, indyjska i atlantycka, 18) polarna indopacyficzna i południowoatlantycka (ryc. 14). Nieco inaczej przedstawia się schemat podziału strefowego G. W. Kalesnika (1970), który wydzielił osiem stref: 1) strefę północnych mórz lodowatych (do 60-70' szer. geogr. pn.) łączącą strefy arktyczną i podarktyczną Bogdanowa, 2) północną strefę umiarkowaną (do 40 - 50° szer. geogr. pn.) o znacznych kontrastach klimatu, 3) strefę północnych prądów pasatowych (do 8° szer. geogr. pn.), 4) strefę mórz koralowych (między 8° szer. geogr. pn. i 6° szer. geogr. pd. w pasie prądów międzypasatowych), 5) strefę południowych prądów pasatowych (do 40° szer. geogr. pd.), 6) strefę prerii morskich (do 50° szer. geogr. pd.) w pasie działania wiatrów zachodnich i występowania cyklonów, 7) strefę środkową Oceanu Południowego (do 60-66° szer. geogr. pd.) odpowiadającą strefie podarktycznej Bogdanowa, 8) strefę południowych mórz lodowatych przy brzegach Antarktydy.

Ryc. 14. Wydzielenie prowincji oceanicznych w podziale geograficznym Ziemi według A. W. Giembiela (1979)

Kalesnik zalecał wydzielanie stref na podstawie temperatury wody oraz właściwości fizyczno-chemicznych mas wodnych, a ponadto włączanie w skład fauny morskiej ptaków żywiących się produktami morza, odnoszenie wysp do stref oceanicznych (podobnie jak włącza się

jeziora do stref lądowych), uwzględnianie umowności granic stref oceanicznych na skutek ich zmienności sezonowej. O. K. Leontiew w 1971 r. zwrócił uwagę na strefowość oceanu przy jego dnie (Łymariew 1978). Na dnie przejawiają się bowiem uśrednione wpływy czynników klimatycznych w rozkładzie osadów, jak i nad dnem w rozmieszczeniu świata żywego oraz w stosunkach hydrodynamicznych i hydrochemicznych w przydennych warstwach wody. Leontiew wydzielił siedem tak rozumianych stref: 1) północnopolarną (arktyczną) z osadami lodowcowo-morskimi i terygenicznymi o dużym niedoborze wapnia i substancji organicznych, 2) podpolarną (podarktyczną) z osadami lodowcowo-morskimi i okrzemkowymi, 3) umiarkowaną z osadami terygenicznymi i foraminiferowymi w Oceanie Atlantyckim oraz osadami terygenicznymi i czerwonym iłem głębinowym w Oceanie Spokojnym, 4) międzyzwrotnikową z osadami przede wszystkim typu: otwornice, skrzydłonogi, kokolity, koralowce (z przewagą osadów wapiennych), 5) umiarkowaną z mułami otwornicowymi przechodzącymi na południu w osady krzemowo-wapienne, 6) podantarktyczną, z osadami okrzemkowymi z domieszką miejscami materiału pochodzącego z topnienia gór lodowych, 7) antarktyczną z osadami głównie pochodzenia lodowcowego. Podziały regionalne oceanu powstałe w ZSRR zebrał i przedstawił w postaci ogólnego schematu strefowości oceanicznej W. J. Łymariew (1978). Wydzielił trzy systemy stref wszechoceanu: powierzchniowy (powierzchniowa warstwa o miąższości 200 - 250 m i warstwa przejściowa 220 - 300 m), głębinowy (samodzielna warstwa oceanu pośrednia 500 - 1500 m i głębinowa 2000 - 3000 m) i przydenny (o miąższości 500 - 1500 m). W systemie powierzchniowym rozróżnił strefy: polarne, umiarkowane, prądów pasatowych (na obu półkulach) oraz jedną strefę prądów międzypasatowych; w systemie głębinowym strefy: arktoborealną, międzyzwrotnikową i antarktyczno-notalną; w systemie przydennym strefy: arktyczną, podarktyczną, umiarkowaną północną (borealną), międzyzwrotnikową, umiarkowaną południową (notalną), podantarktyczną i antarktyczną. Tym systemom odpowiadają strukturalne strefy oceanu wraz z typami mas wodnych wydzielone przez W. N. Stiepanowa (1967). System stref przydennych Łymariew przyjął za Leontiewem, lecz z nieco inną terminologią. Łymariew zwraca uwagę na złożoność problemu strefowości wszechoceanu. Poza już omówioną południkową strefowością poziomą,

rozróżnia strefowość w pionie, którą nazywa „pasowością głębinową" (uwarstwienie), oraz strefowość równoleżnikową - „rozciągłościową", którą nazywa „sektorowością oceaniczną", wreszcie wydziela strefowość wokółkontynentalną. Ta ostatnia przejawia się w rozmieszczeniu osadów i organizmów morskich. Osady morskie występują w określonej kolejności zależnej od oddalenia od brzegu morza: w pasie przylądowym zalegają osady terygeniczne, w strefie przejściowej terygeniczne i pelagiczne, w otwartych wodach oceanu pelagiczne muły organogeniczne, poligeniczne muły czerwone i mieszane osady terygeniczne. Podobnie w podziałach biologicznych występują strefy: nerytyczna nad szelfem, przejściowa (hemipelagiczna) i otwartego oceanu (pelagiczna). Nowe kompleksowe podejście geograficzne do regionalizacji wszechoceanu przedstawił Lebiediew w Gieografii Mirowogo okieana, 1980-1987 i w Okieany i żizń, 1984. Powrócono tu do dawnej, sformułowanej jeszcze w 1928 r., koncepcji A. Defanta (1961) o strukturze hydrologicznej wszechoceanu. Najprostszy podział wszechoceanu dokonany przez tego oceanografa opiera się na wydzieleniu dwóch głównych typów wody tworzących się nieustannie, w wielkich ilościach pod wpływem atmosfery i zachowujących stałą strukturę wewnętrzną, a mianowicie ciepłych i słonych wód zwrotnikowych, podzwrotnikowych i zimnych, mniej słonych wód podpolarnych i polarnych. Te wyraźnie wyróżniające się podobszary oceaniczne odznaczają się oddzielnymi systemami cyrkulacji wód i Defant nazywał je troposferą oceanu w odniesieniu do górnej warstwy wód ciepłych i stratosferą w odniesieniu do przeważającej części wód zimnych podścielających troposferę i wynurzających się na powierzchnię w rejonach polarnych i podpolarnych. Obie strefy wód są samoistne, rzadko wzajemnie kontaktują się i bezpośrednia wymiana wód między nimi jest ograniczona do niewielu miejsc w oceanie. Lebiediew określa strukturę geograficzną wszechoceanu na podstawach: hydrologicznej, geofizycznej, chemicznej i biologicznej. Jej główne cechy wynikają z tego, że wszechocean ograniczony atmosferą, krawędziami kontynentów i dnem jest ciałem o małych gradientach, z warstwą pograniczną o podwyższonej aktywności. Struktura graniczna nie jest jednorodna, składa się z aktywnych punktów-ognisk podwyższonego współoddziaływania stref („biegunów oceanograficznych").

Strumienie substancji i energii wnikające do wszechoceanu po drodze transformują się, rozpraszają, wchodzą w reakcje, kompensują i zanikają. Wszechocean jest anizotropowy, przekazuje wpływy z powierzchni granicznej z różną prędkością w różnych kierunkach. Powolne ruchy przeważają w środkowych częściach wszechoceanu, jak również w pionie; charakterystyczna jest pasowość pionowa i pozioma. Istotną rolę w podziałach wszechoceanu odgrywa równik, będący granicą różnych cyrkulacji wód na półkulach północnej i południowej, ważną rolę pełnią też fronty hydrologiczne. Kompleksowy podział oceanu przedstawia się następująco: - zasadniczy jest podział na część ciepłą wszechoceanu będącą pod wpływem podzwrotnikowych antycklonów i na część zimną w obszarach polarnych z dużym udziałem procesów cyklonalnych (część ciepła wszechoceanu dzieli się na obszar północny i obszar południowy przez pograniczną strefę równikową); - między wymienionymi wielkimi regionami mieszczą się obszerne strefy pograniczne umiarkowanych szerokości; - granicami regionów są fronty oceaniczne (fronty hydrologiczne); - z ogólnego podziału o charakterze strefowym wydziela się przybrzeżne krajobrazy morskie odznaczające się intensyfikacją procesów fizycznych, chemicznych i biologicznych w związku z bliskością dna (ryc. 15). W strefach pogranicznych występuje duża zmienność struktury wód i procesów zachodzących w oceanie, np. zamiana ciepłych mas wodnych w zimne lub południowych w północne (w pobliżu równika), działalność aktywnych prądów, wiatrów i falowania, występowanie dużych kontrastów chemicznych i wysokiej produktywności biologicznej, zanik stałej stratyfikacji wód. W dwóch głównych obszarach natomiast: ciepłym i zimnym panuje na ogół stała stratyfikacja wód górnej warstwy. W omówionym podziale (Lebiediew 1984) wyróżnia się zatem cztery obszary podstawowe: północny zimny, północny ciepły, południowy ciepły i południowy zimny, rozdzielone trzema obszarami pogranicznymi: północnym umiarkowanym, równikowym ciepłym i południowym umiarkowanym. Obszary te dzielą się z kolei na strefy ograniczone frontami oceanicznymi (tab. 3). Wydziela się ponadto strefy wokółkontynentalne (brzegowe), jako pograniczne krajobrazy o dużej aktywności. Odrębną i liczną grupę tworzą podziały biologiczne oceanu. Ograniczymy się do przedstawienia wybranych rozwiązań. E. Hentschel (Schott 1935) dzieli Ocean Spokojny na pięć wielkich regionów

biologicznych: podarktyczny, północnopacyficzny, koralowy, indopacyficzny dryfu wiatrów zachodnich, indopacyficzny antarktyczny. Największy z nich, obszar koralowy, podzielono na cztery podregiony: indyjski, malajski, pacyficzny (Morze Koralowe) i wschodniopacyficzny.

Ryc. 15. Podział oceanu na obszary podstawowe i strefy przejściowe według Lebiediewa (1984)

1-strefy pograniczne, 2-morskie wody przybrzeżne, 3-fronty oceaniczne Bardziej przejrzysty podział zaproponował dla pelagialu S. Ekman (1953). Nie uznał krainy wód umiarkowanych, pozbawionych właściwych sobie form endemicznych, i w związku z tym wydzielił tylko trzy obszary biologiczne zamieszkałe przez plankton wód gorących, plankton wód zimnych i przez faunę batypelagiczną. Abysal podzielił na cztery podkrainy: arktyczną, atlantycką, indopacyficzną i antarktyczną. A. G. Woronow (Gieografija... 1980-1987) wydzielił cztery wielkie obszary biogeograficzne oceanu: arktyczny, borealny, okołorównikowy i antarktyczny (tab. 4). Biorąc pod uwagę, że życie w oceanie skupia się w powierzchniowej warstwie wody i w przybrzeżnych partiach dna morza, wydzielił dwa podobszary: pelagiczny i litoralny. Różne regionalizacje oceanów, w których wzięto za podstawę fitoplankton, zooplankton, faunę denną, gatunki łowionych ryb, skład soli jako wskaźnik produkcji pierwotnej przedstawiono w rosyjskich atlasach oceanów (Atłas okieanow 1974,. 1977). Podziały według planktonu są

oparte na wybranych organizmach wskaźnikowych i odznaczają się szerokimi strefami, przejściowymi świadczącymi o wzajemnym przenikaniu typowych organizmów. Tabela 3. Obszary i strefy oceanu według W. L. Lebiediewa

Obszary i strefy 1. Północny obszar zimny 1.1. Strefa arktyczna 1.2. Strefa podarktyczna

Południowe granice stref granica lodów we wrześniu (latem) pierwszy front północnopolarny(arktyczny)

2. Północny obszar drugi front północnopolarny umiarkowany 2.1. Północna strefa (podarktyczny) umiarkowana 3. Północny obszar ciepły 3.1. Północna strefa północna konwergencja podzwrotnikowa podzwrotnikowa 3.2. Północna strefa północny front zwrotnikowy zwrotnikowa 4. Równikowy obszar ciepły 4.1. Północna strefa północny front podrównikowy podrównikowa 4.2. Strefa równikowa front równikowy 4.3. Południowa strefa południowy front zwrotnikowy podrównikowa 5. Południowy obszar ciepły 5.1. Południowa strefa południowy front podzwrotnikowy zwrotnikowa 5.2. Południowa strefa drugi front południowopolarny podzwrotnikowa (podantarktyczny) 6. Południowy obszar umiarkowany pierwszy front południowopolarny 6.1. Południowa strefa (antarktyczny) umiarkowana 7. Południowy obszar zimny 7.1. Południowa strefa granica lodów w marcu (latem) podpolarna 7.2. Południowa strefa polarna brzeg Antarktydy Źródło: Woprosy gieografii 125, Izd. Mysl, Moskwa 1984.

W podziałach biologicznych morza istotne znaczenie ma strefowość zaznaczająca się w pionie, czyli pasowość głębinowa, inaczej

uwarstwienie wód. Rozróżnia się trzy zasadnicze warstwy w oceanie: epipelagial odpowiadający warstwie eufotycznej sięgającej do głębokości ok. 150 m, mezopelagial wyznaczony zasięgiem w głąb warstwy dysfotycznej do głębokości ok. 1000 m i batypelagial odpowiadający warstwie afotycznej. Bardziej złożony jest rozkład życia przy dnie. Posuwając się od strony lądu mamy strefy: supralitoralu - strefę rozbryzgu fal, litoralu i sublitoralu - między przypływem a odpływem morza, batialu - poza krawędzią szelfu do dna głębokich basenów oceanicznych, abysalu - poniżej głębokości 1500-2000 m i hadalu (ultraabysalu) - poniżej głębokości 6000 m (rowy oceaniczne). Duże znaczenie przywiązuje się do podziałów politycznych i gospodarczych wód morskich. Najbardziej „wspaniałomyślnego" podziału dokonał papież Aleksander I na przełomie XV i XVI w., rozdzielając strefy wpływów dwóch największych ówczesnych potęg morskich świata - Portugalii i Hiszpanii. Granicę przeprowadzono przez południk ok. 46° dł. geogr. zach. na Oceanie Atlantyckim (traktat w Tordesillas w 1494 r.) i przez południk ok. 145° dł. geogr. wsch. na Oceanie Spokojnym (układ w Saragossie w 1529 r.). Ten podział zakwestionowały inne państwa, co znalazło wyraz w słynnej rozprawie Hugona Grotiusa Wolność mórz czyli dysertacja o prawie jakie przysługuje Holendrom do handlu z Indiami..., opublikowanej po raz pierwszy w Lejdzie w 1609 r. Głoszona przez Grotiusa zasada wolności żeglugi, handlu i rybołówstwa (Mare liberum) zwyciężyła nad przeciwstawianą jej zasadą morza zamkniętego (Mare clausum) i obowiązywała do II wojny światowej. 28 września 1945 r. cofnięto ją o trzy i pół wieku przez ogłoszenie deklaracji Trumana - prezydenta Stanów Zjednoczonych, dotyczącej podziemnych bogactw naturalnych dna morskiego, szelfu kontynentalnego oraz łowisk przybrzeżnych na obszarach morza pełnego. Rozpoczęła się wówczas nowa era statusu oceanu i szybko rozwinął się proceder zawłaszczania mórz i oceanów przez państwa nadbrzeżne. Główna „bitwa dyplomatyczna" o nie podzielone obszary morza (nazywana bez przesady „III wojną światową") toczyła się podczas III Konferencji Prawa Morza ONZ w latach siedemdziesiątych i zakończyła się uchwaleniem konwencji w 1982 r. Konwencja ustaliła zasięg morza terytorialnego na 12 Mm (1 Mm = 1852 m) od linii podstawowej prowadzonej po zewnętrznej granicy morskich wód wewnętrznych, na 24 Mm obszar przyległy podlegający jeszcze jurysdykcji państwa nadbrzeżnego i na 200 Mm jako wyłączną strefę ekonomiczną tego państwa (wszystkie zasięgi odnoszą się do linii podstawowej).

Tabela 4. Biogeograficzne obszary wszechoceanu według A. G. Woronowa

Obszar Arktyczny

Charakterystykaobszaru stała niska temperatura, silny rozwój pokrywy lodowej, obniżone zasolenie wody wskutek dopływu słodkich wód rzecznych i tajania lodów, latem na granicy lodu miejscami masowy rozwój fitolecz w strefie litoralu Borealny dziękii zooplanktonu, opadaniu wychładzanych zimą życie wód (atlantycki i powierzchniowych i podnoszeniu się wód pacyficzny) głębinowych zasobnych w substancje biogeniczne życie znacznie bogatsze niż w wodach arktycznych, produktywność wysoka, przeważają gatunki eurytermiczne fitoplanktonu (np. okrzemki) i fitobentosu, główne rejony rybołówstwa Międzyzwrotnikowy wysoka temperatura wód powierzchniowych (atlantycki i sprzyja egzystencji stenotermicznych gatunków indopacyficzny) ciepłolubnych, w zimnych wodach głębinowych zamieszkują stenotermiczne gatunki zimnolubne, wody dobrze naświetlone, tylko w tym obszarze występują namorzyny i rafy koralowe (biocenozy litoralne koralowca), gęstość zasiedlenia niższa niż w obszarze borealnym, lecz zestaw gatunków najbardziej różnorodny, duże skupienia zwierząt tylko w rejonach upwellingu, w Oceanie Atlantyckim unikatowe, porośnięte wodorostami Morze Sargassowe Antarktyczny duży obszarowo region podobny do arktycznego i borealnego, o niskiej temperaturze wody, z pokrywą lodową i górami lodowymi, przeważają stenotermiczne gatunki zimnolubne, wiele bipolarnych form życia, bardzo obfite i różnorodne rośliny (okrzemki, listownice, wodorosty wapienne), miejscami skupienia skorupiaków, charakterystyczne ryby białokrwiste (nototenia), liczne ptaki (pingwiny) Strefy wymienione w konwencji są definiowane następująco: morskie wody wewnętrzne - wody portowe ograniczone linią przechodzącą przez najbardziej wysunięte w morze budowle, wody zatok do linii najdalszego odpływu u wejścia do zatoki (lecz nie dalej niż 24 Mm), przy czym wody wewnętrzne uznawane za takie na zasadzie historycznej;

morze terytorialne (wody terytorialne) - pas przylegający do obszaru lądowego lub wewnętrznych wód morskich o szerokości 12 Mm będący obszarem państwa przybrzeżnego i pozostający pod jego wyłączną władzą z uwzględnieniem postanowień konwencji ONZ i prawa morskiego oraz innych norm prawa międzynarodowego; strefa przyległa - pas przylegający do morza terytorialnego i sięgający na odległość do 24 Mm w stosunku do linii podstawowej (co stanowi rozszerzenie morza terytorialnego o dalsze 12 Mm), w którego obrębie państwo nadbrzeżne ma prawo do zapobiegania przestępstwom celnym, fiskalnym, imigracyjnym i sanitarnym według przepisów obowiązujących na obszarach morza terytorialnego i wód wewnętrznych;

Ryc. 16. Parcelacja Zatoki Perskiej na roponośne obszary koncesyjne

wyłączna strefa ekonomiczna - obszar przylegający do morza terytorialnego, lecz nie przekraczający odległości 200 Mm w stosunku do linii podstawowej morza terytorialnego, na którym zastrzeżone są prawa suwerenne do rozpoznawania, eksploatacji i ochrony zasobów naturalnych w wodach morskich, na dnie morza i w jego wnętrzu oraz w

odniesieniu do innych rodzajów działalności gospodarczej (np, wytwarzanie energii przy wykorzystaniu różnic temperatury wody, prądów i wiatru), a także w odniesieniu do kwestii prawnych w związku z tworzeniem i wykorzystywaniem sztucznych wysp lub innych budowli, wreszcie spraw związanych z badaniami naukowymi i ochroną środowiska. Status wód pozostających poza wymienionymi strefami jest na razie sprawą otwartą. Szczególnym podziałom typu gospodarczo-politycznego podlegają obszary morskie, w których znajdują się bogate złoża ropy naftowej i gazu ziemnego. Mają one charakter parcelacji na działki koncesyjne wynajmowane koncernom, np. na Morzu Północnym, w obszarze mórz indonezyjskich, w Zatoce Perskiej (ryc. 16). Są to podziały płynne, koniunkturalne, ciągle zmieniające się wraz z tworzeniem się nowych konsorcjów i w zależności od: stosunków politycznych, gospodarczych i stanu rozpoznania zasobów. Wspomnieć jeszcze należy o niektórych innych specjalnych podziałach, np. do celów: wewnętrznoadministracyjnych, wojskowych, służb ostrzegawczo-informacyjnych, służb pogody, rybackich (łowiska), organizacji międzynarodowych, jak Food and Agriculture Organization of the United Nations - FAO (Organizacja NZ do spraw Wyżywienia i Rolnictwa) lub Inter-governmental Oceanographic Commision - JOC (Międzyrządowa Komisja Oceanograficzna) (Regional Cooperation... 1980) do różnych celów dokumentacyjnych, np.: gromadzenie morskich obserwacji meteorologicznych, danych oceanograficznych, klasyfikacja bibliografii i in. W tym ostatnim przypadku przydatny jest podział otwartych wód oceanu na prostokątne pola tworzące tzw. siatkę Marsdena.

2.4. KLASYFIKACJA OCEANÓW I MÓRZ Jak wynika z dokonanego przeglądu, istnieje wiele propozycji klasyfikacji obszarów morskich. Proponujemy tu bardzo uogólniony schemat uporządkowania przestrzeni oceanicznej (Majewski 1983). Niepodzielny i ciągły wszechocean dzielimy za Krummelem na trzy części, tj. Ocean Atlantycki (Atlantyk), Ocean Indyjski (Indyk) i Ocean Spokojny (Pacyfik). Te drugorzędne oceany dzielą się na baseny, które w otwartych wodach oceanu są odpowiednikami mórz przybrzeżnych. Wyróżniamy cztery zespoły główne mórz śródziemnych: Morze Śródziemne (europejsko-afrykańskie), Indonezyjskie Morze Śródziemne, Środkowoamerykańskie Morze Śródziemne i Morze Arktyczne. Do mórz

śródziemnych międzykontynentalnych zaliczyć trzeba również niewielkie, lecz rozszerzające się Morze Czerwone. Do tej grupy można by też zaklasyfikować wody kanadyjskiego Archipelagu Arktycznego. Następną grupę tworzą liczne morza przybrzeżne, graniczące z kontynentami, natomiast od oceanu oddzielone często grupą wysp, jak: Morze Beringa, Morze Ochockie, Morze Japońskie, Morze Wschodniochińskie, Morze Andamańskie, Zatoka Św. Wawrzyńca. Do mórz przybrzeżnych otwartych zaliczymy duże zatoki, jak: Zatokę Bengalską, Morze Arabskie, Zatokę Biskajską, Wielką Zatokę Australijską. Jako morza obustronnie otwarte potraktujemy duże cieśniny, jak: Cieśnina Davisa, Cieśnina Drake'a, Kanał Mozambicki, Kanał La Manche. Za morza prawie całkowicie zamknięte (półzamknięte) można uważać szelfowe morza epikontynentalne, jak: Morze Bałtyckie, Zatoka Hudsona, Zatoka Perska. Jako morze bez brzegów wymienimy jedyny tego rodzaju obszar w oceanie - środek wiru antycyklonalnego Oceanu Atlantyckiego Północnego - Morze Sargassowe. Mniejsze jednostki regionalne są traktowane jako części oceanu pozostające z nim w słabszym związku. Są to: zalewy, zatoki, fiordy, jeziora przybrzeżne, groty morskie. Istnieją ponadto izolowane morza wewnątrzlądowe, wprawdzie niemające obecnie bezpośredniego kontaktu z oceanem, ale wykazujące ślady takich związków w przeszłości, jak: Morze Kaspijskie, Jezioro Aralskie. Osobną grupę tworzyłyby morza, które obecnie nie istnieją, ale występowały na powierzchni Ziemi w dawnych epokach geologicznych. Dla porządku należy wspomnieć o nazwach mórz, które morzami nie są, np. słone jezioro asfaltowe zwane Morzem Martwym lub Morzem Lota, a także o legendarnych morzach, jak Morze Herodotowe domniemany olbrzymi zbiornik wód łączący niegdyś Morze Czarne z Morzem Bałtyckim, albo Mare Pigrum - Morze Leniwe lub Morze Ciemne w niedostępnych częściach oceanu w okresie rzymskim.

3. OCEAN ATLANTYCKI Ocean Atlantycki jest najbliższym i najlepiej poznanym oceanem. Tu rozpoczęła się epoka wielkich odkryć geograficznych i przenoszenie kultury i cywilizacji europejskiej na cały świat. Jest to najważniejszy obszar komunikacji i wymiany towarowej, a także eksploatacji rybackiej. Na tym oceanie prowadzono pierwsze rozpoznania hydrograficzne i oceanograficzne oraz wprowadzono pierwsze formy współpracy

międzynarodowej na morzach. W starożytności znany był tylko jako przybrzeżny szlak morski („wąskie morza"), w średniowieczu miał złą sławę jako morze pełne niebezpieczeństw (arab. „morze ciemności"), ogromnego znaczenia nabrał w czasach nowożytnych i ma je współcześnie. Obecną nazwę oceanu - Ocean Atlantycki lub Atlantyk, wprowadzono późno, dopiero w XVII w. Jest to najmłodszy ocean Ziemi, który ok. 150 mln lat temu był wąskim, niewielkim zbiornikiem powstałym wskutek rozerwania się lądu zwanego Pangeą. Następnie ta wydłużona „dolina atlantycka" zaczęła się rozszerzać (co dzieje się do dziś) wskutek procesów zachodzących w skorupie i płaszczu Ziemi. Kilkanaście tysięcy lat temu zaczęły napływać do Oceanu Atlantyckiego wielkie ilości wody słodkiej z topnienia lodowców, co miało wpływ na skład chemiczny wód tego oceanu. Ocean Atlantycki leży między kontynentami Ameryki Północnej i Południowej oraz Azji, Europy i Afryki, a od południa ogranicza go kontynent Antarktydy. Rozciąga się przez prawie wszystkie strefy klimatyczne Ziemi na obszarze ok. 21300 km (200°) od Cieśniny Beringa do Morza Weddella. Największą szerokość 13 500 km osiąga ocean między Zatoką Meksykańską a wschodnimi krańcami Morza Czarnego, lecz ogólnie jest ona znacznie mniejsza, a najwęższy przekrój to tylko 2800 km między przylądkiem Sao Roque w Brazylii a Afryką. Powierzchnia Oceanu Atlantyckiego wynosi 106,443 mln km2 (bez wysp), objętość 346,800 mln km3, a średnia głębokość 3258 m. Największe głębokości występują w Rowie Puerto Rico - 9219 m (Głębia Milwaukee), w Rowie Sandwich Pd. - 8428 m i w Rowie Romanche 7758 m. Pod względem wielkości Ocean Atlantycki osiąga drugie miejsce, obejmując 30% powierzchni i 26% objętości wszechoceanu. Zlewisko Oceanu Atlantyckiego ma bardzo dużą powierzchnię 67 mln kM2, a w związku z tym niewielki jest wskażnik stosunku powierzchni oceanu do powierzchni zlewiska i wynosi zaledwie 1,6. Do oceanu uchodzi największa rzeka świata - Amazonka, wyprowadzająca wody daleko na przedpole ujścia (zasięg wysłodzenia w oceanie do 400 km). Do innych wielkich rzek niosących wody do tego oceanu należą: Kongo, Mississipi, Niger i Nil. Dopływ wód rzecznych nie rekompensuje jednak strat na parowanie. Duże ilości wody są wynoszone z Oceanu Atlantyckiego wskutek parowania w obszary pacyficzne przez wschodnią cyrkulację powietrza w szerokościach umiarkowanych i zachodnią w niskich szerokościach geograficznych przez pasaty. Z tym transportem energii i wilgoci jest związany m.in. łagodny i wilgotny klimat Europy.

Granice Oceanu Atlantyckiego wyznacza linia brzegowa otaczających go kontynentów oraz wąska Cieśnina Beringa między Morzem Arktycznym i Oceanem Spokojnym na północy, ponadto południki przechodzące w części południowej oceanu przez przylądek Horn (z Oceanem Spokojnym) i przez Przylądek Igielny (z Oceanem Indyjskim). Linia brzegowa na półkuli północnej jest silnie urozmaicona. Znajdują się tu prawie wszystkie morza Oceanu Atlantyckiego: wchodzące na tysiące kilometrów w głąb lądu morza śródziemne, jak: Morze Arktyczne, Morze Śródziemne i Morze Karaibskie z Zatoką Meksykańską (Amerykańskie Morze Śródziemne) oraz inne morza, jak: Zatoka Hudsona, Morze Baffina, Cieśnina Davisa, Morze Grenlandzkie, Morze Norweskie, Morze Północne, Morze Bałtyckie. W środku wielkiego wiru antycyklonalnego na półkuli północnej znajduje się Morze Sargassowe. Są także wielkie zatoki o charakterze mórz: Zatoka Św. Wawrzyńca, Zatoka Biskajska, Zatoka Gwinejska. W południowej części oceanu brzegi rozwinięte są słabo. Są tu nieliczne morza: Cieśnina Drake'a i morze Scotia, Morze Weddella i płytko wcięte Morze Łazariewa u brzegów Antarktydy. Główne grupy wysp towarzyszą lądom: Archipelag Arktyczny, archipelagi szelfu syberyjskiego, Wyspy Brytyjskie, Nowa Fundlandia, Małe i Wielkie Antyle, Wyspy Kanaryjskie, Wyspy Zielonego Przylądka, Falklandy. Bardzo niewielką powierzchnię zajmują na ogół wyspy wulkaniczne: Azory, Św. Heleny, Tristan da Cunha i in., a także wyspy koralowe - Bahama i in. Na północy znajduje się wielki cokół wulkaniczny Islandii. Grzbiet Śródatlantycki, rozcięty wzdłuż osi doliną ryftową, dzieli Ocean Atlantycki na dwa ciągi depresji, czyli basenów, połączonych w partii głębinowej za pośrednictwem Rowu Romanche. Równoległy do brzegów kontynentów przebieg grzbietu inspirował teorię dryfu kontynentów. Głębokości na grzbiecie mają 2000-3500 m, a przeciętnie 3000 m. Zachodni system basenów jest głębszy i ma 5500 - 6000 m, wschodni - płytszy i osiąga 4000 - 5000 m. Na północy występuje bariera Progu Islandzkiego i Progu Wyville-Thomsona, na południu grzbiet przechodzi w Grzbiet Afrykańsko-Antarktyczny. Baseny wyznaczają poprzeczne progi i podwodne wzniesienia i są one odpowiednikami mórz w otwartych wodach oceanu. Po stronie zachodniej są to baseny: Basen Labradorski, Północnoamerykański, Gujański, Brazylijski, Argentyński, Południowoantylski i Afrykańsko-Antarktyczny, natomiast po stronie wschodniej: Europejski, Północnoafrykański, Sierra Leone, Angolski,

Kapski, Agulhas. Baseny występują też w morzach śródziemnych Oceanu Atlantyckiego. Charakterystycznym rysem morfologicznym omawianego oceanu są liczne ławice - wierzchołki wzniesień wulkanicznych. Znaczną część powierzchni zajmuje szelf. Morza przybrzeżne stanowią ogółem 22,5% powierzchni oceanu, zaś w części północnej aż 40%. Wielki szelf rozciąga się u wschodnich wybrzeży Argentyny, natomiast węższym pasem ciągnie się u wybrzeży afrykańskich i amerykańskich. W związku z silnym rozwojem szelfu osady terygeniczne zajmują znaczną część dna, szczególnie w sąsiedztwie ujść wielkich rzek i pustyń. Duże obszary dna pokrywają osady przyniesione przez prądy zawiesinowe. Większą część dna (65%) zajmują muły wapienne globigerynowe (otwornice foraminifera i skrzydłonogi pteropoda). Na większych głębokościach w basenach zalega ił czerwony (26%). Osady wód zimnych - okrzemkowe - rozciągają się głównie w rejonie antarktycznym (9%). Na szelfach Amerykańskiego Morza Śródziemnego i przy Bermudach występują muły koralowe, zaś w rejonie Azorów, wysp: Kanaryjskich i Zielonego Przylądka - muły wulkaniczne. W obszarach o słabej sedymentacji pojawiają się osady autogeniczne - konkrecje oraz pył kosmiczny w małych ilościach. Osadów biogenicznych jest najwięcej w strefach konwergencji i upwellingu, najmniej - w ośrodkach wirów antycyklonalnych. Nad Oceanem Atlantyckim działają cztery główne ośrodki cyrkulacji atmosfery: Niż Islandzki i strefa niskich ciśnień u wybrzeży Antarktydy oraz Wyż Azorski i Wyż Wyspy Św. Heleny. Z tymi ośrodkami związane są silne wiatry zachodnie w umiarkowanych szerokościach geograficznych oraz wiatry pasatowe północno-wschodnie i południowowschodnie w szerokościach podzwrotnikowych i równikowych. Najsilniejsze wiatry wieją w umiarkowanych szerokościach półkuli południowej, tzw. ryczące czterdziestki lub wyjące pięćdziesiątki itp. W północnej części strefy równikowej występują cyklony tropikalne. Rozkład wysokiego i niskiego ciśnienia zakłóca bliskie sąsiedztwo lądów, szczególnie na półkuli północnej, natomiast podzwrotnikowy wyż na Oceanie Atlantyckim Południowym zmienia się mało w ciągu roku. Wyż Azorski rozbudowuje się latem, dużym zmianom sezonowym podlega też Wyż Polarny i Niż Islandzki (szeroko rozprzestrzeniony w zimie). Między obu podzwrotnikowymi wyżami przebiega równikowy pas cisz. Wieją tu słabe i zmienne wiatry wschodnie i występują obfite opady. Obserwuje się silne zmiany sezonowe: w lutym strefa przesuwa się na

południe, zaś po stronie wschodniej zanika, przechodząc we front równikowy, latem pas cisz przesuwa się na północ od równika. W pobliżu kontynentów występują zjawiska monsunowe, mało swoiste dla tego oceanu. Pod wpływem cyrkulacji atmosferycznej rozwija się system prądów powierzchniowych w Oceanie Atlantyckim. Według Defanta system równikowych prądów jest „kręgosłupem" cyrkulacji oceanicznej. Tworzą go: północne i południowe prądy równikowe (Północnorównikowy i Południoworównikowy), równikowe prądy wsteczne (Równikowy Prąd Wsteczny, Prąd Gwinejski), Równikowy Podpowierzchniowy Prąd Wsteczny (Prąd Łomonosowa). Prąd Północnorównikowy okrąża od południa Morze Sargassowe i wchodzi w system Prądu Zatokowego, rozdzielając się przy tym na Prąd Antylski i na odgałęzienie wchodzące do Morza Karaibskiego (Prąd Karaibski). Prąd Południoworównikowy rozdziela się u przylądka Sao Roque na Prąd Gujański, zasilający również Morze Karaibskie, i na Prąd Brazylijski, podążający na południe. Połączone prądy w Morzu Karaibskim przechodzą do Zatoki Meksykańskiej i wychodzą przez Cieśninę Florydzką jako silny Prąd Florydzki, który z kolei po połączeniu się z Prądem Antylskim daje początek najsilniejszemu strumieniowi wody ciepłej, zwanemu Prądem Zatokowym lub Golfsztromem. Prąd Zatokowy to złożony system szybko płynącej wody składający się z trzech warstw: powierzchniowej warstwy wody o wielkiej zmienności temperatury, warstwy głównej termokliny i podścielającej warstwy sięgającej do 1500 m głębokości. W wielostrumieniowym przepływie Prądu Zatokowego wytwarzają się wielkie wiry o średnicy ok. 200 km, które przesuwają się na wschód, a niekiedy odrywają się zupełnie. Przez Cieśninę Florydzką przepływa 26 mln m3/s wody, co odpowiada trzydziestokrotnej wartości wód płynących w rzekach i w lodowcach, oraz 1,2 mln t soli. Prąd Zatokowy przechodzi przy brzegach Europy w Prąd Północnoatlantycki, a następnie w Prąd Norweski i Prąd Zachodniospitsbergeński zanurzający się pod zimne i wysłodzone wody Morza Arktycznego. Zachodnie odgałęzienie Prądu Północnoatlantyckiego omywa południowe brzegi Islandii i Grenlandii (Prąd Irmingera), zaś u wybrzeży Hiszpanii prąd ten przechodzi w stosunkowo zimne, skierowane na południe odgałęzienie Prądu Kanaryjskiego, który łączy się z prądem Północnorównikowym i ponownie wchodzi w obieg. Wymiana wód zimnych w przeciwnym kierunku w stosunku do systemu Prądu Zatokowego zachodzi dwoma drogami: wzdłuż wschodnich wybrzeży Grenlandii jako Prąd

Wschodniogrenlandzki i z Morza Baffma wzdłuż wschodnich brzegów Ameryki Północnej jako Prąd Labradorski, płynący do przylądka Hatteras i tworzący zimną ścianę między brzegami kontynentu a ciepłymi wodami oceanu. Na półkuli południowej odgałęzienie Prądu Południoworównikowego sięga do 40° szer. geogr. pd. jako ciepły Prąd Brazylijski i napotyka zimny Prąd Falklandzki, odnogę Antarktycznego Prądu Polarnego (Dryfu Wiatrów Zachodnich), płynący na północ wzdłuż brzegów Patagonii. Dryf Wiatrów Zachodnich to potężny wir obiegający Antarktydę i przecinający ocean między 27 - 40° a 48 - 50° szer. geogr. pd. Jego odchylenie u zachodnich brzegów Afryki tworzy zimny Prąd Benguelski. Prędkość prądu nie jest duża, lecz masa wód prowadzona przez wielki przekrój jest potężna. Pełny obieg prądu trwa 3 - 4 lata. Temperatura wód wykazuje związek z olbrzymią rozciągłością południkową Oceanu Atlantyckiego. Występuje swobodna wymiana wód z obszarami polarnymi i z Morzem Śródziemnym. Północna część oceanu jest cieplejsza o 6°C od części południowej, ponieważ progi podwodne oddzielają wody polarne od oceanu, a ponadto zachodzi zasilanie w wody ciepłe z południowej półkuli z Prądu Południoworównikowego oraz z Morza Śródziemnego. Równik termiczny przesuwa się stosunkowo daleko na północ, do 8 - 10° szer. geogr. pn. Najcieplejsze wody gromadzą się w Morzu Karaibskim i w Zatoce Meksykańskiej. W tym oceanie występuje najbardziej złożona termiczna stratyfikacja wód. Można wyróżnić następujące warstwy wód: 1) powierzchniową, izotermiczną - latem ograniczoną przez: sezonową termoklinę, natomiast zimą do zasięgu cyrkulacji pionowej wskutek falowania i mieszania się gęstościowego, obejmującą warstwę miąższości do kilkudziesięciu metrów; 2) stałej termokliny na głębokości 800-1000 m, 3) homotermiczną o małej zmienności temperatury w wodach głębinowych i 4) podwyższania się temperatury 500 - 1000 m nad dnem. Podantarktyczne wody o obniżonym zasoleniu rozprzestrzeniają się na północ, przenikając do Morza Karaibskiego i Zatoki Meksykańskiej, aż do 20° szer. geogr. pn. Zimne wody z Morza Weddella dochodzą przy dnie do 40° szer. geogr. pn. Ruchy wód antarktycznych i arktycznych oraz wklinowywanie się ciepłych i słonych wód z Morza Śródziemnego powoduje duże rozwarstwienie wód w masie oceanu. W warstwie powierzchniowej rozkład temperatury zbliża się do rozkładu strefowego zakłóconego cyrkulacją wód. W ciepłej strefie równikowej większa część wód ciepłych płynie do Amerykańskiego Morza Śródziemnego, a dalej wraz z Prądem Zatokowym do Oceanu Atlantyckiego Północnego, co odwzorowuje się w odpowiednim

odchyleniu izoterm od równoleżnika. W związku z tym wody po stronie zachodniej oceanu są cieplejsze od wód po stronie wschodniej na tych samych szerokościach geograficznych. W południowej części oceanu układ izoterm jest bardziej zbliżony do strefowego, a odchylenia występują w obrębie prądów: Falklandzkiego i Benguelskiego (obszar wód wychłodzonych wskutek upwellingu u brzegów afrykańskich). Rozpiętość temperatury wynosi od ponad 28° na równiku termicznym do poniżej -1 ° w rejonach podpolarnych (minimum -1,7°C w Arktyce oraz 1,9°C w Antarktyce). Średnia temperatura wód powierzchniowych równa 16,53°C jest stosunkowo niska w związku z łatwym kontaktem z wodami polarnymi, natomiast temperatura średnia wód oceanu jest stosunkowo wysoka i wynosi 5,6°C. Nad przechłodzonymi wodami Ławicy Nowofundlandzkiej, ujścia La Platy, w rejonie południowo-zachodnim Afryki i w strefie Zielonego Przylądka, zasypywanej przez pyły saharyjskie, często występują uporczywe mgły. W rejonach polarnych dużym utrudnieniem żeglugi jest zlodzenie, szczególnie na uczęszczanym szlaku z Europy do Ameryki Północnej w rejonie Nowej Fundlandii. Schodzące tu wraz z Prądem Labradorskim lody i góry lodowe niekiedy przedostają się przez Prąd Zatokowy (do. 31 ° szer. geogr. pn.), co wymaga stałego nadzoru International Ice Patrol (Międzynarodowego Patrolu Lodowego). Na półkuli południowej bardziej zwarta pokrywa lodowa dochodzi do 45° szer. geogr. pd., a pojedyncze góry lodowe docierają nawet do Basenu Brazylijskiego (do 20° szer. geogr. pd.). Zasolenie wód Oceanu Atlantyckiego jest najwyższe spośród trzech oceanów (średnia 34,87‰), mimo dużego dopływu wód rzecznych. Rozkład zasolenia jest nierównomierny: średnie zasolenie wód powierzchniowych wynosi 35,4‰, w rejonach zwrotnikowych dochodzi do 37,5‰, w strefie równikowej wynosi 35‰, w strefach polarnych obniża się do 32-33‰, a przy ujściach rzek nawet do 6-20‰. Najwyższe zasolenie występuje we wschodniej części Morza Śródziemnego (ponad 39‰). Wysokie jest również zasolenie w ośrodkach antycyklonalnych wirów tropikalnych - ponad 37,25‰ i w Zatoce Meksykańskiej - ponad 36‰ Strefa obniżonego zasolenia ciągnie się wzdłuż równika termicznego, a szczególnie obejmuje Zatokę Gwinejska w związku z dużymi opadami, oraz w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych w związku z opadami i topnieniem lodów. Zasięg wysłodzenia w głąb w rejonach polarnych wynosi 15 - 30 m. Szczególne jest również uwarstwienie wód Oceanu Atlantyckiego pod względem zasolenia. Wypływające z Morza

Śródziemnego słone i ciepłe wody rozchodzą się w oceanie warstwami na głębokościach odpowiadających ich gęstości (600-1500 m). Głębinowe masy wodne tworzą się w północnej części Oceanu Atlantyckiego i w rejonie antarktycznym. Wody te przemieszczają się w głębszych warstwach oceanu w kierunku południkowym, przepływając równik i przewarstwiając się wzajemnie. Falowanie w oceanie jest zróżnicowane w zależności od siły, czasu trwania i rozbiegu wiatru. W szerokościach umiarkowanych na strefowy układ i siłę wiatru nakładają się wpływy silnych systemów cyklonalnych i falowanie przy tym samym wietrze jest dwa razy większe niż w strefie pasatów. Długość fali osiąga setki metrów, wysokość 22 26 m (raz na 15 - 20 lat). Wyróżnia się dwie strefy sztormowe: po zachodniej stronie Północnego Oceanu Atlantyckiego i związaną z ciągiem niżów wokół Antarktydy. Siła falowania jest wielka, dochodzi do 70 t/m2. Bardzo niebezpieczne są pojedyncze fale baryczne powiązane z falami sztormowymi. W roku 1929, w czasie wielkiego sztormu na Północnym Oceanie Atlantyckim zaginęło w takich warunkach 600 statków. Falowanie powoduje znaczną utratę prędkości poruszającego się statku (30% przy fali 5-7 m). Pływy Oceanu Atlantyckiego należą do największych. Przeważają pływy półdobowe, pływy dobowe występują w Zatoce Meksykańskiej. Rozpiętość pływów wynosi od 20 m w otwartym oceanie do 20 m w zatoce Fundy. Poszczególne morza mają własne systemy amfidromiczne pływów. W Morzu Śródziemnym rozpiętość pływów wynosi 0,3 -1 m (w Morzu Adriatyckim), w Północnym 0- 7 m (w Cieśninie Kaletańskiej), w Morzu Bałtyckim pływy są nieznaczne, w Morzu Weddella wynoszą 0,6 - 3,2 m. Pierwsza elektrownia pływowa dużej mocy powstała w zatoce Saint-Malo w ujściu rzeki Rance (skok pływów do 13,5 m). Opracowano też inne projekty takich elektrowni w: zatoce Fundy, zatoce San Jose w Argentynie i na Morzu Barentsa. Rozmieszczenie organizmów żywych w Oceanie Atlantyckim powiązane jest z warunkami geomorfologicznymi, hydrologicznymi i hydrochemicznymi tego oceanu. Szczególne znaczenie mają podwodne grzbiety, liczne ławice i rozległe szelfy. Osobliwością oceanu są wcięte głęboko w ląd morza śródziemne, stwarzające odrębne warunki życia. Ocean jest obficie zasilany spływem wód kontynentalnych na prawie całej swej rozciągłości. Wielkie znaczenie ma napływ wód polarnych w rejony niższych szerokości geograficznych. Wiele procesów i czynników prowadzi do wzbogacania strefy fotycznej w elementy biogeniczne. Należą do nich występujące na dużych obszarach zjawiska upwellingu o

wielkiej aktywności, następnie intensywne konwekcyjne mieszanie się w miejscach spotykania się słonych wód ciepłych i wysłodzonych zimnych wód polarnych, mieszanie się wód wskutek dużych nierówności dna lub brzegów, wzbogacająca w sole pokarmowe rola Równikowego Podpowierzchniowego Prądu Wstecznego (Prądu Łomonosowa), duży biogeniczny spływ z lądu. Fauna Oceanu Atlantyckiego jest uboga i mało urozmaicona pod względem gatunkowym, co wiąże się z młodym wiekiem oceanu, silnym wychłodzeniem jego wód w czwartorzędzie i izolacją od pozostałych części wszechoceanu. W rejonach zimnych prądów i upwellingu zróżnicowanie fauny jest szczególnie małe, lecz ogólna liczba zwierząt duża. Życie organiczne w tym oceanie jest jednak stosunkowo bogate w związku z dobrze rozwiniętym szelfem i obfitym zaopatrywaniem w substancje pokarmowe z lądu. Ocean wykazuje największą produktywność na jednostkę powierzchni. Dużo jest ryb przydennych i dennych. W połowach dominują ryby, w szczególności śledziokształtne, dorszokształtne, okoniokształtne i łososiokształtne. Do najcenniejszych ryb atlantyckich należą tuńczyki. Duże znaczenie mają również bezkręgowce, zwłaszcza małże i skorupiaki. Główne łowiska znajdują się w: części północno-wschodniej oraz rejonach północno-zachodnim i środkowowschodnim. Wielkie zasoby kryla występują na wodach południowych oceanu. Bardzo intensywna eksploatacja łowisk doprowadziła do przełowienia niektórych obszarów. Obserwuje się niepokojący spadek wydajności łowisk odnośnie do pewnych gatunków ryb. Odnotowuje się także niekorzystny wpływ wzrostu zanieczyszczenia wód morskich, szczególnie jaskrawo przejawiający się w pobliżu ujść rzecznych.

3.1. MORZE ARKTYCZNE Morze Arktyczne, zwane także Oceanem Arktycznym lub Oceanem Lodowatym Północnym, jest śródziemnym morzem polarnym rozciągającym się wokół bieguna północnego między Europą, Azją oraz Ameryką Północną i należy do Oceanu Atlantyckiego. Zasięg tego morza ustalano różnie: od Oceanu Spokojnego oddziela je płytka Cieśnina Beringa, od Oceanu Atlantyckiego głębszy Basen Nansena między północną Grenlandią i Spitsbergenem oraz linia umowna łącząca południowy cypel Spitsbergenu przez Wyspę Niedżwiedzią z Przylądkiem Północnym; według innej koncepcji granica z Oceanem Atlantyckim biegnie od wschodnich wybrzeży Grenlandii do Islandii, a dalej Progiem Islandzkim do Wysp Owczych i Progiem Wyville-

Thomsona do Szwecji, zaś po zachodniej stronie Grenlandii włącza się do Morza Arktycznego również Morze Baffina, Cieśninę Davisa i Zatokę Hudsona. W tym szerszym ujęciu powierzchnia Morza Arktycznego wynosi 14,75 mln km2, objętość 18,07 mln km3, średnia głębokość 1225 m, a największa głębokość 5527 m (w Morzu Grenlandzkim). Powierzchnię i objętość samego basenu Morza Arktycznego (bez mórz, zatok i cieśnin) ocenia się na 4,47 mln km2 i 11,44 mln km3 (Tierminy... 1980). Do Morza Arktycznego należą morza: Barentsa, Karskie, Łaptiewów, Wschodniosyberyjskie, Czukockie, Beauforta, Archipelagu Arktycznego oraz Lincolna. Przy wybrzeżach azjatyckich rozciąga się wielki szelf kontynentalny. Brzegi europejskie są przeważnie wysokie, fiordowe; natomiast azjatyckie deltowe i lagunowe, a amerykańskie na ogół nizinne, równinne. W obrębie morza występuje wielka liczba wysp, przeważnie w postaci archipelagów na kontynentalnych szelfach: Archipelag Arktyczny, Grenlandia, Spitsbergen, Ziemia Franciszka Józefa, Nowa Ziemia, Ziemia Północna, Wyspy Nowosyberyjskie, Wyspa Wrangla. Część głębokowodna dzieli się na baseny wzdłuż systemu równoległych grzbietów. Grzbiet Łomonosowa, ciągnący się od Wysp Nowosyberyjskich do Wyspy Ellesmere'a, odcina Basen Eurazjatycki (o przeciętnej głębokości 4000 m), ten z kolei Śródoceaniczny Grzbiet Gakkela dzieli na Basen Nansena z maksymalną głębokością 5449 m na północ od Spitsbergenu i Basen Amundsena z maksymalną głębokością 4300 m w pobliżu bieguna północnego. Po przeciwnej stronie Grzbietu Łomonosowa rozciąga się Basen Kanadyjski (maksymalna głębokość 4190 m), w którego obrębie wyróżnia się mniejszy Basen Makarowa (Basen Centralny), odcięty Grzbietem Alpha (Grzbiet Mendelejewa), oraz płytszy Basen Syberyjski. Morza przybrzeżne odbierają wielkie ilości wody z rzek syberyjskich: Dźwiny, Peczory, Obi, Jeniseju, Chatangi, Olenioka, Leny, Jany, Indygirki, Kołymy (łącznie ok. 5000 km3 rocznie), co powoduje spadek zasolenia tych mórz. Z kontynentu amerykańskiego najwięcej wody niesie rzeka Mackenzie. Na obszarze morza panuje klimat arktyczny. W miesiącach zimowych nad Morzem Arktycznym występuje obszar wysokiego ciśnienia (wyż arktyczny), zaś latem obszar stosunkowo niskiego ciśnienia. Znad Oceanu Atlantyckiego przenikają do Morza Arktycznego niże baryczne niosące zachmurzenie, opady i wiatry o prędkości do 15 - 20 m/s. W mniejszym stopniu morze to podlega wpływom oceanicznym z Oceanu Spokojnego. Dominującą cechą klimatyczną są niskie temperatury i zamarzanie wody morskiej. Na północ od 60° szer. geogr. pn. wolne od lodu są tylko rejony znajdujące się pod wpływem ciepłych i słonych wód wnikających z

Oceanu Atlantyckiego Północnego, tj. w obszarze od przylądka Farewell przez Islandię, Spitsbergen do Nowej Ziemi i na zachód od Grenlandii w rejonie Ziemi Baffina. Ten obszar ulega znacznej redukcji w zimie. Środkowa część Morza Arktycznego jest pokryta lodem w 85%, a zimą w 92-95% grubości ok. 4,5 m. Przez cały rok istnieją jednak otwarte powierzchnie wody, tzw. płonie. Wśród polarnego paku lodowego pojawiają się dryfujące „wyspy lodowe", o powierzchni do 1000 km2 i grubości 50 m, oderwane od lodów szelfowych Wyspy Ellesmere'a i północnej Grenlandii. Parowanie w obszarach arktycznych jest małe, a opady niezbyt obfite (100-250 mm rocznie). Wymiana wód i ciepła z Morzem Arktycznym jest uwarunkowana dodatnią składową bilansu wodnego wskutek obfitego dopływu rzecznego. Wynika stąd wysłodzenie wód powierzchniowych do poniżej 32‰ i obniżenie temperatury wody poniżej -1°C. Wody powierzchniowe i lody spływają z prądami: Grenlandzkim i Labradorskim do Oceanu Atlantyckiego. Odpływ ten kompensuje doprowadzanie ciepłych (2 - 6°C) i słonych (34,9 - 35,2‰) wód z Oceanu Atlantyckiego przez Prąd Północnoatlantycki i prąd z Cieśniny Beringa (z Oceanu Spokojnego). Te bardziej gęste wody zanurzają się i tworzą stosunkowo ciepłą warstwę wód na głębokości 800 m, głębiej zalega woda o temperaturze od -0,4 do -0,8°C i zasoleniu 34,90-34,96‰. Wody w warstwie powierzchniowej przemieszczają się nad szelfem syberyjskim w kierunku wschodnim, zgodnym z cyklonalnymi zawirowaniami w poszczególnych morzach. W Morzu Beauforta i Basenie Kanadyjskim panuje wielka cyrkulacja antycyklonalna wód (ryc. 17), do której dołącza się przepływ wód z Cieśniny Beringa i jedna z silniejszych gałęzi tego ruchu (2) biegnie w kierunku Wyspy Wrangla, Wysp Nowosyberyjskich i Ziemi Franciszka Józefa, skręcając dalej w prawo przechodzi na północ od Spitsbergenu i podąża wzdłuż wschodnich wybrzeży Grenlandii na południe (3). Pływy w Morzu Arktycznym są przeważnie półdobowe, niewielkie (0,5 - 0,6 m, maksymalnie do 6 m w Morzu Barentsa). Świat roślinny i zwierzęcy reprezentują gatunki arktyczne i atlantyckie. Liczba gatunków i osobników zmniejsza się w kierunku bieguna. Obserwuje się intensywny rozwój fitoplanktonu (przewaga okrzemek). Główne ryby to: śledź, dorsz, kulbak (halibut), okoń morski, plamiak. Żyją tu też: niedźwiedź biały, mors, foka, narwal, delfin biały i in. U brzegów Azji przez 3-5 miesięcy wykorzystuje się do przewozów towarowych Północną Drogę Morską, u brzegów Ameryki Północnej podobnie, lecz w mniejszym stopniu korzysta się z Przejścia Północno-Zachodniego.

Ryc. 17. Cyrkulacja wód w Morzu Arktycznym

1 - wir antycyklonalny Basenu Arktycznego, 2 - Prąd Transarktyczny, 3 Prąd Wschodniogrenlandzki, 4 - Prąd Islandzki, 5 - Prąd Norweśki, 6 cyklonalne prądy Basenu Północnoeuropejskiego, 7 - Prąd Nordkapski, 8 - Prąd Zachodniospitsbergeński

3.1.1. MORZE BARENTSA Jest to morze szelfowe przy brzegach północnej Europy między archipelagami Spitsbergenu (Svalbardu), Ziemi Franciszka Józefa, Nowej Ziemi i wyspą Wajgacz. Granica z Morzem Norweskim jest umowna i biegnie od Przylądka Południowego na Spitsbergenie przez Wyspę Niedźwiedzią do Przylądka Północnego (Nordkapp) na Półwyspie Skandynawskim. Na wschodzie Morze Barentsa łączy się z Morzem Karskim cieśninami: Matoczkin Szar, Karskie Wrota i Jugorski Szar, a od południa z Morzem Białym przez cieśniny: Woronka i Gorło. Istnieje ponadto połączenie tych sąsiadujących mórz na północy między Ziemią Franciszka Józefa (wyspa Graham-Bell) i Nową Ziemią (Przylądek Upragniony). Powierzchnia morza wynosi 1,424 mln km2, objętość 316 000 km3, średnia głębokość 222 m, głębokość maksymalna 600 m (przeważające głębokości 360-400 m). Linia brzegowa jest przeważnie typu fiordowego, brzegi wysokie i skaliste, silnie urzeźbione, a w części wschodniej niskie, o słabo rozwiniętej rzeźbie. Przy brzegach Europy jest

kilka większych zatok: Porsanger, Varangerfjorden, Zatoka Czoska, Zatoka Peczorska, Zatoka Chajpudyrska. Ukształtowanie dna jest złożone (rzeźba podłoża jest urozmaicona). Największe głębokości występują w zachodniej części morza, gdzie z Morza Norweskiego wklinowuje się żłób Wyspy Niedżwiedziej. Charakterystyczne są rozległe płytkie mielizny i wzniesienia: Spitsbergeńskie, Ławica Perseusza, Ławica Centralna, Ławica Murmańska, Gusinaja, rozdzielone rynnami głębokości 200 - 250 m. Klimat jest polarno-morski z krótkim chłodnym latem i długotrwałą zimą, uwarunkowany położeniem morza za kołem podbiegunowym północnym oraz dopływem ciepłych wód atlantyckich i wilgotnego powietrza morskiego z zachodu. Przez Morze Barentsa przebiega atlantycki front arktyczny rozdzielający masy: zimnego powietrza arktycznego i bardziej ciepłe, wilgotne szerokości umiarkowanych. Front ten rozciąga się od Wyspy Niedźwiedziej do północnych krańców Nowej Ziemi. Zimą rozwija się tu silna cyklogeneza, wieją porywiste wiatry z południowego zachodu i południowego wschodu o prędkości 6 - 10 m/s, nasilające się do 15-20 m/s. Temperatury powietrza są ujemne nad całym morzem, choć silnie zróżnicowane. Średnia miesięczna temperatura najzimniejszego miesiąca, marca, wynosi przy Spitsbergenie -22°C, w zachodniej i środkowej części morza od -4 do -7°C. Obserwuje się częste i szybkie zmiany temperatury. Latem front arktyczny słabnie,, nad morzem tworzy się obszar podwyższonego ciśnienia, ustala się chłodna pogoda ze słabymi wiatrami, przeważnie z północnego wschodu. Najcieplejszymi miesiącami są lipiec i sierpień, o średnich temperaturach powietrza 8 9°C w zachodniej i środkowej części morza, 7°C w części południowowschodniej i tylko 1 - 6° w części północnej. Roczna suma opadów przekracza 500 mm w części zachodniej, na pozostałym obszarze maleje do 300 - 500 mm. Niewielki stosunkowo dopływ rzeczny wynosi 163 km3/rok. Temperatura wody powierzchniowej w południowej części morza wzrasta do 8 - 9°C, w środkowej wynosi 3 - 5°C, a powyżej 79° szer. geogr. pn. zachowuje wartości ujemne, bliskie temperatury zamarzania wody. Podobnie najwyższe zasolenie odnotowuje się w południowo-zachodniej części morza, dokąd dociera woda atlantycka o zasoleniu 35‰. Latem zasolenie znacznie maleje w kierunku północnym i południowym wskutek tajania lodów, w części południowo-wschodniej zaś obniża się do 32 – 33‰ (skrajnie do 29, a niekiedy do 25‰) w związku ze zwiększaniem się dopływu wód rzecznych.

Ryc. 18. Mapa hydrologiczna Morza Barentsa dla okresu letniego (mapa ta i następne dotyczące mórz północnej i północno-wschodniej Azji wg A. D. Dobrowolskiego, B. S. Załogina, 1965)

Zimą zasolenie wzrasta na całym obszarze morza do 35‰, z wyjątkiem części południowo-wschodniej, gdzie pozostaje na poziomie 32,5 – 33‰. To wysokie zasolenie jest skutkiem intensywnego tworzenia się lodu. Zimą ok. 3/4 powierzchni morza podlega zlodzeniu, lecz całe morze nigdy nie zamarza dzięki ocieplającemu działaniu Prądu Przylądka Północnego (Prądu Nordkapsklego). Przeważają lody pływające. Przylepa (stały lód przybrzeżny) jest słabo rozwinięta. Początek zlodzenia przypada na wrzesień-listopad (w zależności od szerokości geograficznej), a największy rozwój zlodzenie osiąga w marcu. Grubość lodu wynosi wtedy od 70 - 75 cm do 1 m, a nawet 1,5 m (na północy). Wśród lodów spotyka się góry lodowe z lodowców Nowej Ziemi, Ziemi Franciszka Józefa i Spitsbergenu, o przekątnej nie przekraczającej 500-600 m i wysokości do 25 m. Lody spływają powoli, od maja do sierpnia, a w północnej części morza zalegają niekiedy przez cały rok. Struktura pionowa wód jest uwarunkowana intensywną konwekcją jesienno-zimową, dopływem wód atlantyckich, mieszaniem wiatrowym wód i ich nagrzewaniem się w lecie. Bardzo istotna jest konwekcja - na północy dociera do głębokości 75 m, a dno osiąga na wzniesieniach i mieliznach oraz w wodach przybrzeżnych. Masy zimnych i ciężkich wód, które wskutek tego się formują, spływają w głębsze partie morza tworząc tam przydenną warstwę zimnych wód. Wpływowi ciepłych wód atlantyckich podlega południowo-zachodnia część morza. Temperatura i zasolenie mało się zmieniają wraz z głębokością. Wody te rozprzestrzeniają się na wschód w zagłębieniach dna, co powoduje wzrost temperatury w warstwie przydennej. Latem górna warstwa wód nagrzewa się nieco do głębokości 25 - 50 m, a pod termokliną zalegają wody - ujemnej temperaturze do głębokości ok. 100 m, głębiej temperatura rośnie do + 1 °C (woda atlantycka). Pionowy rozkład zasolenia, podobnie jak temperatury, jest zróżnicowany na obszarze morza. Warstwa górna (25 - 30 m) latem wysładza się. Tworząca się wówczas haloklina zanika zimą, w tych rejonach zaś, gdzie konwekcja nie sięga dna w warstwie przydennej utrzymuje „się zasolenie 35,11/>00. Dzięki intensywnej konwekcji zimowej wody morza są dobrze natlenione. Do głębokości 25 m zawartość tlenu wynosi 130% stanu nasycenia wskutek obfitej produkcji fitoplanktonu, głębiej zmniejsza się, jednak nawet przy dnie nie spada poniżej 70-75%. Zawartość soli biogenicznych jest znaczna i wzrasta od powierzchni do dna (w przypadku fosforanów od 0,65 do 1,15 µmol/1). Zimą dzięki konwekcji wzrasta ilość tych soli w warstwie górnej. Morze odznacza

się dużą produkcją biologiczną. Cyrkulacja wód ma charakter cyklonalny, lecz schemat ten komplikuje dopływ wód z sąsiednich basenów, a także bardzo urozmaicona rzeźba dna. Od zachodu wpływa do morza ciepły Prąd Przylądka Północnego (Prąd Nordkapski), odgałęzienie Prądu Norweskiego, wnosząc 74000 km' wody atlantyckiej. Prąd ten podąża wzdłuż Półwyspu Skandynawskiego ku wschodowi z prędkością ok. 40 cm/s, odgałęziając się do Morza Białego. Po dojściu do Nowej Ziemi kieruje się wzdłuż jej zachodnich brzegów, a następnie odchyla na północny zachód i zamyka cyklonalny ruch wód w morzu. Pewna część tych wód przemieszcza się na północ i północny wschód i okrążając Nową Ziemię wchodzi do Morza Karskiego. Odgałęzienie północne Prądu Przylądka Północnego (Nordkapskiego) tworzy również cyrkulację - kierunku cyklonalnym w zachodniej części morza. Prędkość przemieszczania się wód w tym wirze wynosi ok. 12 - 13 cm/s. Na północnych peryferiach tych cyrkulacji cyklonalnych występują prądy zimne. Od północnego wschodu wchodzą zimne wody Prądu Makarowa (na południe od Ziemi Franciszka Józefa). Te zimne prądy łączą się w Prąd Wyspy Niedżwiedziej, skierowany ze wschodu na zachód, - prędkości do 50 cm/s. Część wód Prądu Murmańskiego przechodzi przez cieśniny Nowej Ziemi do Morza Karskiego, jednocześnie przez szeroką cieśninę Karskie Wrota wkraczają po północnej jej stronie wody Morza Karskiego do Morza Barentsa. Występują też okresowe i lokalne prądy wiatrowe. Pływy kształtuje fala pływowa z Oceanu Atlantyckiego i z Morza Arktycznego, przy czym następuje ich interferencja. Pływy prawie wszędzie są półdobowe. Wysokość fali pływowej jest zróżnicowana; największą zanotowano u brzegów Półwyspu Kolskiego, gdzie osiągała miejscami nawet 6,1 m. W Zatoce Kisłej zbudowano niewielką elektrownię pływową. W północnej części morza pływy są niewielkie. Prędkości prądów pływowych są znaczne przy niektórych wybrzeżach i w zwężeniach, szczególnie w wyjściu do Morza Białego, koło półwyspu Kanin, na mieliznach przy południowych brzegach Spitsbergenu. Częste i silne wiatry wywołują duże falowanie, szczególnie wiatry północno-wschodnie. Wysokość fali może wynosić 5 - 6 m w południowej części morza, a podczas wyjątkowo silnych sztormów nawet 9 m. Do zachodniej części morza dociera duży rozkołys z Morza Norweskiego, na północy falowanie tłumią pływające lody. Morze Barentsa przecina trasa żeglugowa do nie zamarzającego portu w Murmańsku, a dalej prowadzi szlak

Północnej Drogi Morskiej na wschód. Rozwinięte jest tu rybołówstwo oparte głównie na połowach ryb dennych: dorsza, halibuta, flądry, okonia morskiego, łupacza, wątłusza, a także śledzia, a po przetrzebieniu tych ryb również kapelina. Ostatnio odkryto w Morzu Barentsa złoża ropy. Główne porty to: Murmańsk w Rosji i Vardo w Norwegii. Nazwa morza pochodzi od nazwiska żeglarza holenderskiego Williama Barentsa, który badał je, choć docelowo poszukiwał północnej drogi do Indii. Zmarł na Nowej Ziemi w 1597 r. W roku 1871 odnaleziono mapy i dzienniki Barentsa zawierające pierwsze informacje o tym morzu.

3.1.2. MORZE BIAŁE Jest to głęboko wcięte, wewnątrzlądowe morze na kole podbiegunowym północnym przy brzegach Europy Północnej, między Półwyspem Kolskim a półwyspem Kanin. Od Morza Barentsa oddziela je granica umowna łącząca przylądek Swiatoj Nos na wybrzeżu murmańskim z przylądkiem Kanin Nos na półwyspie Kanin. Jego powierzchnia wynosi 90 000 km2, objętość 6000 km3, średnia głębokość 67 m, maksymalna głębokość 350 m. Wejście od północy prowadzi przez cieśniny: Woronka i Gorło. Ma kilka dużych zatok: Mezeńską, Dwińską, Oneską i Kandałakszę. U wylotu Zatoki Oneskiej znajduje się wiele wysp (Wyspy Sołowieckie). Dno morza jest nierówne, istnieje wiele głębi, jak również obszarów płytkich. Największe głębokości występują w zatoce Kandałaksza i na jej przedpolu. Północna część morza jest płytka (do 50 m) z mnóstwem ławic, co ogranicza wymianę wód z Morzem Barentsa. Osady są dość różnorodne, lecz pozbawione składników węglanowych. W płytkich partiach dna nagromadziły się otoczaki, żwir, piaski i kamienie. Głęboki basen wyściela gliniasty muł barwy brunatnej. Występują też konkrecje żelazowo-manganowe (w Gorle i innych miejscach). Miąższość osadów jest niewielka, w miejscach rozmywanych brak ich zupełnie, bowiem morze powstało zaledwie 12 000 lat temu. Klimat jest przejściowy między morskim i kontynentalnym o charakterze monsunowym. Zima trwa długo i jest surowa: średnia temperatura powietrza w lutym wynosi - 14, -15°C, a w północnej części -9, -10°C. Latem temperatura w lipcu wynosi 8 - 10°C, a przy wiatrach z południowego wschodu (podczas zalegania wyżu nad południowowschodnią Europą) temperatura powietrza podnosi się do 17-18°C, przy czym w poszczególnych sytuacjach może dochodzić do 30°C. Dużą rolę w reżimie hydrologicznym morza odgrywają wielkie i zasobne w wodę rzeki. Największa z nich - Dwina oraz rzeki Mezeń i Onega wynoszą

rocznie 215 km3 wody słodkiej. Suma roczna opadów wynosi 500 mm. Parowanie jest niewielkie w związku z obecnością lodów. Nadmiar wód słodkich, w ilości 200 km3/rok, jest odprowadzany do Morza Barentsa. Wskutek różnic gęstości wody występuje prąd gradientowy skierowany od Morza Barentsa do Morza Białego, przynoszący rocznie 2000 km3 wody morskiej, co przyczynia się do parokrotnej wymiany wód w tym morzu w ciągu roku (2-3 razy). Temperatura wody latem (sierpień) wynosi 14-15°C w zatoce Kandałaksza, 12-13°C w części środkowej (basen) i 7 - 8°C w cieśninach na północy, natomiast zimą jest bliska temperatury zamarzania (od -0,5°C w zatokach do -1,9°C w Gorle) na całym obszarze morza. Morze corocznie pokrywa się lodem, przeważnie pływającym. Zlodzenie trwa od końca października lub początku listopada do maja. Grubość lodu pływającego wynosi średnio 35-40 m, podczas surowych zim może dochodzić do 135-150 cm. Zasolenie wód powierzchniowych jest bardzo nierównomierne, zwiększa się od zakątków zatok do części środkowej i w kierunku północnym. Zimą zasolenie jest większe niż latem - w części środkowej (basen) wynosi 27,5 – 28‰, na północy do 33-34‰; natomiast w maju wskutek wiosennych wezbrań rzek znacznie maleje w zatokach do 10-19‰, a we wschodniej części morza wynosi 23‰. W tym czasie w części zachodniej morza notuje się zasolenie ok. 26-27‰. W środku lata (lipiec-sierpień) wody rzeczne rozprzestrzeniają się w całym morzu, w efekcie tego zasolenie wszędzie wynosi 25–26‰. Na stratyfikację wód wpływa mieszanie się wód rzecznych z wodami napływającymi z Morza Barentsa. Górna warstwa wysłodzona (do 2728‰), w której zachodzą sezonowe wahania temperatury, ma miąższość tylko 30 - 40 m. Pod halokliną zalega woda o większym zasoleniu, które rośnie bardzo powoli w kierunku dna do 30 - 30,5‰. Jej temperatura przez cały rok ma stałą wartość ok. -1,4°C. Konwekcja zimowa nie sięga głębiej niż do 30 - 40 m (wyjątkowo do 50 m). Przeszkadza w jej rozwoju stabilna warstwa skoku zasolenia (haloklina). Kiedy po łagodnej zimie następuje gorące lato i powstaje gruba warstwa ciepłych wód, konwekcja zimowa jej nie narusza i pod zimną warstwą górną objętą jej działaniem znajduje się cienkie cieplejsze przewarstwienie, utrzymujące się nad zimną wodą głębinową przez całą zimę. Ma to duże znaczenie w podtrzymywaniu produkcji biologicznej Morza Białego - gromadzą się tu zimą organizmy ciepłolubne. Jest to zjawisko wyjątkowe, charakterystyczne dla tego morza. Dzięki intensywnemu mieszaniu się wód morze jest dobrze natlenione. Na początku lata zawartość tlenu w górnej warstwie osiąga 110-117% stanu wysycenia, ale i w wodach

głębinowych jest ona duża w związku z okresowym odnawianiem się wód (70-80%).

Ryc. 19. Mapa hydrologiczna Morza Białego (Objaśnienia jak przy ryc. 18)

Ryc. 20. Rozkład zasolenia (a) (5%0) i temperatury wody (b) (T°C) w Morzu Białym w przekroju od Gorła do Zatoki Oneskiej

Cyrkulacja wód ma charakter cyklonalny u wejść do poszczególnych zatok. W cieśninach odpływ wód Morza Białego do Morza Barentsa odbywa się ich wschodnią częścią, napływ zaś zachodnią. Prędkość

stałych prądów jest niewielka (10-15 cm/s), w przewężeniach zatok i przy przylądkach zwiększa się do 30-40 cm/s. Fala pływowa przemieszcza się z Morza Barentsa i pod jej wpływem w morzu powstaje fala stojąca o cyklu półdobowym i wysokości do 10 m (w. Zatoce Mezeńskiej). Fala pływowa wchodzi w ujścia rzek i w Dwinie dociera 120 km od ujścia. Spiętrzenie pływowe przemieszczające się w górę biegu rzeki Mezeń nazywa się tu nakat (ang. bor, fr. mascaret). Prądy pływowe są na ogół znaczne, w Gorle i w Zatoce Mezeńskiej dochodzą do 250 cm/s. Duże są wahania poziomu wód wywoływane przez wiatry jesienią i zimą. Przy wiatrach północnych, hamujących odpływ wody z Morza Białego, wody mogą ulegać podpiętrzeniu o 75 - 90 m, przy wiatrach południowo-zachodnich poziom opada o 50 - 75 cm. Niewielkie rozmiary morza nie sprzyjają rozwojowi falowania - przeważają fale nie przekraczające 1 m, niekiedy podczas silnych sztormów wysokość fali osiąga 3 m, a skrajnie, lecz rzadko, 5 m. W morzu łowi się śledzia, dorsza, stynkę, ryby łososiowate (m.in. nawagę), a także foki. Wydobywa się też wodorośla do przeróbki przemysłowej. Przez morze prowadzi ważna droga transportu morskiego produktów leśnych, chemicznych i materiałów budowlanych. Główne porty to: Archangielsk, Siewierodwińsk, Biełomorsk, Kandałaksza, Onega, Mezeń, Kern. Z Morzem Bałtyckim i systemem rzecznym Wołgi łączy Morze Białe Kanał Białomorsko-Bałtycki. Nazwa morza ma pochodzić od mgieł, które zalegają nad tym morzem aż do lipca (Staszewski 1959).

3.1.3. MORZE KARSKIE Jest szelfowym morzem przy brzegach Syberii Zachodniej, poza kołem podbiegunowym północnym, między wyspami Nowej Ziemi i archipelagami Ziemi Franciszka Józefa i Ziemi Północnej. Od zachodu łączy się kilkoma cieśninami z Morzem Barentsa (Rów Świętej Anny, Matoczkin Szar, Karskie Wrota, Jugorski Szar), od wschodu z Morzem Łaptiewów głównie przez Cieśninę Wilkickiego i przez Cieśninę Szokalskiego oraz Czerwonej Armii. Od północnego zachodu granica biegnie od Przylądka Upragnionego (Żełanija) na Nowej Ziemi, przez wyspę Graham-Bell, Ziemię Franciszka Józefa do północnych krańców Ziemi Północnej. Obejmuje ono powierzchnię 883 000 km2, ma objętość 98 000 km3, średnią głębokość 111 m, a maksymalną głębokość 620 m. Na południowych brzegach głęboko wcinają się w ląd zatoki: Bajdaracka, Obska, Gydańska, Jenisejska. Uchodzą do niego wielkie rzeki syberyjskie: Ob i Jenisej. Liczne są wyspy wzdłuż brzegów i na otwartym morzu (m.in. Instytutu Arktycznego, Wyspa Kirowa, Archipelag

Nordenskiólda). Z Wyspy Północnej, na Nowej Ziemi, i wysp Ziemi Północnej schodzą lodowce, tworzące w morzu góry lodowe. Dno na ogół leży płytko (40% jego powierzchni na głębokościach mniejszych niż 50 m, a tylko 2% na głębokości ponad 500 m). Szelf przecinają dwa rowy: Rów Nowoziemski przy wschodnich brzegach Nowej Ziemi mający głębokość do 570 m (przechodzący w Rów Świętej Anny z głębokościami do 620 m) i Rów Woronina po zachodniej stronie Ziemi Północnej z głębokościami do 420 m. Dno tych rowów wyścielają drobnoziarniste muły brunatne i szare, środkowy płaskowyż - muły o uziarnieniu grubszym, natomiast mielizny i strefę przybrzeżną - piaski, miejscami pojawiają się kamienie i wychodnie skał pierwotnych. Panuje tu klimat arktyczny, złagodzony nieco przez wpływy atlantyckie, chociaż barierę dla ciepłych wód i mas powietrza oceanicznego stanowią górzyste wyspy Nowej Ziemi. Średnia miesięczna temperatura powietrza od stycznia do marca wynosi od -20°C do -28°C, a minimalna temperatura może zimą osiągać od -45 do -50°C, chociaż niże atmosferyczne atlantyckie mogą przynosić cieplejsze powietrze polarnomorskie. Dość często .. pojawiają się lokalne wiatry typu bory spadające z gór Nowej Ziemi, Ziemi Północnej lub Ziemi Franciszka Józefa. Prędkość wiatru osiąga wtedy 40 m/s, a skrajnie 60 m/s. Latem temperatura powietrza wynosi 5 - 6°C w zachodniej części morza, a 1 2°C w części wschodniej i północnej. W poszczególne dni temperatura może wzrosnąć do 15 -16°C, a nawet do 18 - 20°C, lecz zawsze istnieje możliwość opadu śniegu i wystąpienia ujemnych temperatur. Częste są w tym okresie mgły. Ogólnie rzecz biorąc klimat odznacza się wiatrami typu monsunowego, silnym ochłodzeniem w zimie i słabym nagrzewaniem w okresie krótkiego lata. Do morza dopływa wielka ilość 1290 km3/rok wody rzecznej, w tym Ob wnosi 450 km3 , a Jenisej 600 km3. Ma to wpływ na cyrkulację wód w morzu. Istotne znaczenie ma wymiana wód z Morzem Barentsa. Przez Karskie Wrota wlewa się z tego morza 1240 km3/rok, przez Jugorski Szar 400 km3 /rok i przez przejście między Nową Ziemią i Ziemią Franciszka Józefa 17 100 km3/rok. Zimą woda powierzchniowa ochładza się w całym morzu do temperatury zamarzania, latem nagrzewa się do 5-6°C na południu, 2-3°C przy północnym przylądku Nowej Ziemi (Przylądek Upragniony) i -0,6°C przy Ziemi Franciszka Józefa. Jeszcze niższa temperatura utrzymuje się przy Ziemi Północnej. Zasolenie wody szybko rośnie z południa na północ: od kilku promili w rejonach przyujściowych rzek do 33 – 34‰ w północnej części. Wahania sezonowe zasolenia związane są z procesami powstawania i rozpadu pokrywy lodowej oraz ze imiennością dopływu

wód rzecznych. Zimą w warstwie wody objętej konwekcją zasolenie wszędzie rośnie: do 25 – 30‰ w południowej części morza i 33 – 34‰ w części północnej, latem na przedpolu ujść Obi i Jeniseju maleje do 5 10‰, a zwiększa się w kierunku północno-zachodnim do 30 – 31‰ (Przylądek Upragniony). Stratyfikację wód warunkuje napływ słonych wód atlantyckich w warstwach głębinowych, wysładzanie warstwy górnej wodami rzecznymi, konwekcja spowodowana różnicą gęstości związaną z ochładzaniem wód i tworzeniem się lodów oraz z topnieniem lodów. Konwekcja pod koniec zimy sięga do głębokości 100 m (150 m) w zachodniej części morza, przy czym na powierzchni tworzy się lód grubości co najmniej 1 m. Korzystne warunki do rozwoju konwekcji istnieją też w rejonie na zachód od Ziemi Północnej. Na płytkim obszarze szelfowym morza, znajdującym się pod wpływem wód rzecznych w warstwie podpowierzchniowej konwekcja jest utrudniona na skutek dużych gradientów gęstości w pionie i nie przekracza 20-40 m pod koniec zimy, przy grubości lodu 1,5 m; w płytszych rejonach natomiast osiąga dno i bardziej gęsta zimna woda spływa głębiej. W rowach na głębokości 50 - 75 m temperatura wody rośnie wskutek napływu wód atlantyckich, osiągając 1,5-2,5°C między 150 i 200 m, a następnie znowu spada. Latem morze jest wolne od lodów w części południowej i woda nagrzewa się w warstwie 10 -15 m. Dalszemu przenikaniu ciepła nie sprzyjają duże gradienty gęstości na granicy wysłodzenia wód. Nie rozwija się tu też większe falowanie, gdyż tłumią je lody obecne na przeważającej części morza, co ogranicza możliwości mieszania się wód. W części południowo-zachodniej warstwa nagrzanych wód jest grubsza, osiąga 20 - 30 m, a w niektórych latach 50-60 m. Poniżej termokliny woda zachowuje temperaturę ujemną, bliską temperaturze zamarzania. W przydennej warstwie w rejonach głębokowodnych zasolenie przez cały rok wynosi ok. 35‰ (woda atlantycka), ale w innych rejonach rośnie w kierunku dna, przy czym w pobliżu ujść rzecznych przejście jest bardzo gwałtowne, szczególnie latem, od 10 – 20‰ na powierzchni do 29 – 30‰ na głębokości 10 - 15 m. Wielki dopływ wód słodkich wpływa nie tylko na ogólną koncentrację soli, ale i na ich skład chemiczny (zwiększenie zawartości węglanów, zmniejszenie siarczanów). Wody morza są dobrze natlenione, przy czym zaznacza się obniżenie koncentracji tlenu do 80 - 90% stanu nasycenia w południowowschodniej części morza na skutek procesów utleniających w znacznych ilościach substancji organicznej przynoszonej przez rzeki. W warstwie przydennej nasycenie wynosi ok. 70%. Zawartość soli biogenicznych obniża się z południa na północ. Latem wskutek rozwoju fitoplanktonu

warstwa 25 - 30 m jest zubożana w fosforany i azotany (do poniżej 1 µmol/1). Krążenie wód w morzu odbywa się odwrotnie do kierunku ruchu wskazówek zegara.

Ryc. 21. Mapa hydrologiczna Morza Karskiego (Objaśnienia jak przy ryc. 18.)

Wody z Morza Barentsa przemieszczają się na wschód do brzegów półwyspu Jamał, ich ilość rośnie za Wyspą Białą wskutek zasilenia przez wody Obi i Jeniseju. Na południowy wschód od Wyspy Białej prąd dzieli się: część wód skręca na południowy zachód ku Nowej Ziemi i zamyka cyrkulację cyklonalną (Prąd Wschodnionowoziemski), a część podąża na północny wschód (Prąd Zachodniotajmyrski), następnie skręca na

północ i tworzy drugi wir o skręcie cyklonalnym w północnej części morza. Prędkość stałych prądów wynosi średnio 5-15 cm/s, ale przy silnych i długotrwałych wiatrach może osiągać do 70 - 90 cm/s. W warstwach głębinowych, w rynnach przemieszczają się z północy na południe wody atlantyckie (poniżej 150 m głębokości). Fala pływowa wnika z Morza Barentsa przejściem na północ od Nowej Ziemi i rozprzestrzenia się na południe. Z północy przemieszcza się fala z obszaru arktycznego. Pływy są głównie półdobowe, lecz w niektórych rejonach podlegają interferencji i wysokość osiągana przez pływy jest wprawdzie niewielka (do 0,5 - 1,0 m), ale prądy pływowe mogą w zwężeniach mieć prędkość 150 cm/s (Karskie Wrota). Wahania poziomu wywoływane przez wiatr w okresach bez pokrywy lodowej dochodzą w zwężeniach zatok do 2 m. Latem na otwartym morzu fale osiągają do 4 5 m (przy silnych wiatrach północno-wschodnich). Zimą morze zamarza każdego roku. Tworzenie się pokrywy lodowej rozpoczyna się już we wrześniu, a na południu w październiku-listopadzie. Przy brzegach powstaje przylepa (stały lód), natomiast pełne morze pokrywają lody pływające grubości do 1,5 m, tworzące pola lodowe, miejscami spiętrzone i przekształcające się w torosy (tłoczeń lodowy). Rozpad pokrywy lodowej zaczyna się w maju od brzegów i ogarnia całe morze w czerwcu, a najintensywniej morze uwalnia się od lodu w sierpniu. Północną część morza lody pokrywają jednak i latem, szczególnie silne zlodzenie utrzymuje się przy Ziemi Północnej. W niektórych chłodnych latach pokrywa lodowa zajmuje całą powierzch-nię morza, w innych cofa się daleko na północ. W Morzu Karskim poławia się dorsza, nawagę, sigę (sieja), flądrę; łowi się też foki i delfiny. Znaczenie połowów jest lokalne. Przez morze przebiega Północna Droga Morska. Przewozy obejmują produkty leśne, materiały budowlane, węgiel, zboże, futra, norylską rudę. Głównym portem jest Dikson. Statki morskie mogą wchodzić do portów rzecznych Jeniseju: Dudinki i Igarki. Nazwa morza pochodzi od nazwy portu Kara w ujściu rzeki Kary.

3.1.4. MORZE ŁAPTIEWÓW (MORZE NORDENSKIÓLDA) Jest to szelfowe morze przy brzegach Syberii Wschodniej (zwane też Morzem Syberyjskim), poza kołem podbiegunowym północnym, między półwyspem Tajmyr i Ziemią Północną na zachodzie a Niziną JańskoIndygirską i archipelagiem Wysp Nowosyberyjskich na wschodzie. Umowna granica północna biegnie od północnych krańców Wyspy Kotielnej (Przylądek Anisij) do Przylądku Arktycznego na wyspie Komsomolec w archipelagu Ziemi Północnej (według instrukcji

Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako) lub od Wyspy Kotielnej wzdłuż południka do skraju szelfu (79° szer. geogr. pn., 139° dł. geogr. wsch.) i dalej łagodnym łukiem do południowych krańców wyspy Komsomolec (koncepcja radziecka, Dobrowolski 1965). Od zachodu morze łączy się z Morzem Karskim przez cieśniny: Wilkickiego, Szokalskiego, Czerwonej Armii, natomiast od wschodu z Morzem Wschodniosyberyjskim przez cieśniny: Dymitra Łaptiewa, Eterikan i Sannikowa oraz przez otwarte wody arktyczne na północ od Wysp Nowosyberyjskich. Powierzchnia morza wynosi 662 000 km2, objętość 353 000 km3, średnia głębokość 533 m, maksymalna głębokość 3385 m. Do morza wpadają liczne rzeki: Chatanga z estuariowym ujściem w postaci Zatoki Chatańskiej, Lena z olbrzymią deltą rozdzielającą zatoki: Oleniocką i Buorchaja, Jana uchodząca deltą do Zatoki Jańskiej i in. Morze głównie obejmuje szelf z przeważającymi głębokościami 50-100 m (70% powierzchni o głębokościach mniejszych od 100 m). Jest tu wiele mielizn rozdzielonych obniżeniami dna i podwodnymi przedłużeniami koryt rzecznych. Na północnym stoku kontynentalnym istnieje rów Sadko przechodzący w głęboki Basen Nansena. Osady rozmieszczone są zgodnie z głębokością dna: na większych głębokościach zalegają muły, na płyciznach - muły i piaski z otoczakami i głazami. W strefie przybrzeżnej obserwuje się duże przyrosty osadów (do 25 cm/rok wskutek dostarczania znacznych ilości zawiesin przez rzeki (Lena 11,3 mln t/rok, Jana 6,2 mln) i abrazji brzegów. W rejonie Wysp Nowosyberyjskich pod warstwą mułu i piasku zalega lód kopalny. Klimat jest bardzo surowy, bowiem morze znajduje się pod bezpośrednim wpływem klimatu basenów arktycznych. Średnia temperatura najzimniejszego miesiąca, stycznia, wynosi od -26 do -28°C w części południowej morza i od - 31 do - 34°C na północy. Jako absolutne minimum temperatury odnotowano -61°C. Nad morzem panuje bezwietrzna pogoda z małym zachmurzeniem, niekiedy zakłócana przez niże nadciągające znad Morza Łaptiewów. Występują wtedy silne wiatry i opady śniegu. Latem (sierpień) temperatura wzrasta do 5-7°C na południu i do 1 °C na północy. W głęboko wciętych w ląd zatokach w niektóre dni może być nawet upalnie - 22 - 24°C (absolutne maksimum w Zatoce Tiksi 32,7°C), zdarza się to jednak rzadko. Ujemne temperatury powietrza mogą występować w każdym miesiącu lata. Dopływ rzeczny odgrywa wielką rolę w stosunkach hydrologicznych morza. Lena wnosi rocznie 513 km3 wody słodkiej, Chatanga ponad 100 km3, Jana 30 km3; ogółem objętość roczna dopływu sięga 700 km3. Temperatura wody powierzchniowej zimą jest uwarunkowana

zasoleniem, bowiem równa jest wszędzie temperaturze zamarzania: w strefie przybrzeżnej od -0,8 do -1,2°C, na otwartym morzu do -1,8°C. Latem temperatura wody podnosi się w południowo-wschodniej części morza do 4-6°C, w zatokach do 8-10°C, a w środkowej części morza wynosi 0-2°C, na północnych krańcach -zaś utrzymuje się poniżej 0°C. Na rozkład zasolenia duży wpływ wywiera dopływ wód rzecznych. W przyujściowych rejonach Leny zasolenie wynosi tylko 1-2‰, podczas gdy na północy przekracza 34‰. Zimą zasolenie wody rośnie do 25 – 34‰. Ten stan utrzymuje się do czerwca, kiedy zaczyna się tajanie lodów i wzrasta dopływ wód z lądu (90% dopływu w okresie czerwiecwrzesień). Wysłodzenie wód latem jest największe w południowowschodniej części morza, gdzie w pobliżu brzegu obniża się do 5‰, na całym morzu zaś przeważa zasolenie 20- 30‰. Wysłodzenie obejmuje warstwę 5 - 10 m, pod nią zasolenie szybko rośnie (w południowowschodniej części morza gradient w warstwie halokliny może osiągać 20‰/m). Na głębokościach 50-60 m zasolenie przy dnie wynosi ok. 32‰, na większych osiąga do 34‰. Obfity dopływ wód rzecznych wpływa na skład soli w wodzie morskiej (spadek zawartości magnezu, siarczanów i chloru, wzrost zawartości wapnia i kwasu węglowego). Stratyfikację wód warunkuje konwekcja zimowa, letnie nagrzewanie się wód, dopływ rzeczny, napływ wód pochodzenia atlantyckiego w warstwie pośredniej i przydennej z basenu arktycznego. Pod koniec zimy wskutek konwekcji, wywoływanej przez wzrost zasolenia wody przy tworzeniu się lodu i jej oziębianiu oraz w następstwie przemieszczania się wychłodzonych wód na większe głębokości, w 50 - 60-metrowej warstwie wody ustala się temperatura równa temperaturze zamarzania. Poniżej tej warstwy temperatura wzrasta wraz z głębokością. W północnej części morza uwarstwienie zasoleniowe wód jest słabsze i dlatego konwekcja sięga do 100 m, a w całej tej warstwie temperatura jest ujemna. Głębiej temperatura wody rośnie do ok. 1,5°C na głębokości 250-300 m, po czym maleje i poniżej warstwy wód atlantyckich w przydennej wodzie arktycznej wynosi -0,8°C. Zlodzenie występuje przez cały rok, tylko w sierpniu i wrześniu uwalniają się od lodu niektóre południowe części morza, lecz nie każdego roku. Sezon lodowy rozpoczyna się na przełomie września i października, a w drugiej dekadzie października morze całkowicie zamarza. Lody ruszają w maju, ale utrzymują się jeszcze w czerwcu i lipcu. W morzu spotyka się jednocześnie lód jednoroczny i dwuletni, a na północy zalegają pola paku arktycznego. Zawartość tlenu w wodach powierzchniowych pod koniec lata wynosi ok. 100% stanu nasycenia, stężenie fosforanów jest

niskie 0,2-0,5 µmol/l, ponieważ warstwa skoku gęstości nie pozwala na głębsze mieszanie się wód. Pod tą warstwą stężenie tlenu jest znacznie mniejsze, natomiast stężenie fosforanów wzrasta. Prądy Morza Łaptiewów są jeszcze mało poznane. System cyrkulacji wykazuje cechy ruchu cyklonalnego. Wzdłuż lądu (Syberia) wody płyną z zachodu na wschód i skręcają we wschodniej części morza na północny wschód, przy czym prąd nasila się od ujścia Leny wskutek obfitych dopływów rzecznych. Dalej wody skręcają na północ (Prąd Nowosyberyjski) i część wchodzi do Morza Wschodniosyberyjskiego przez Cieśninę Sannikowa. Na północy prąd przyjmuje kierunek północno-zachodni i łączy się z Prądem Transarktycznym.

Ryc. 22. Mapa hydrologiczna Morza Łaptiewów (Objaśnienia jak przy ryc. 18)

Od tego prądu biegnie odnoga na południe wzdłuż wyspy Ziemi Północnej i półwyspu Tajmyr (Prąd Wschodniotajmyrski), zamykając cyklonalny wir w morzu. Prędkości prądów są małe, rzędu kilku centymetrów na sekundę. Przy silnych wiatrach mogą powstawać prądy nieokresowe o znacznych prędkościach. Pływy są półdobowe nieregularne, o wysokości ok. 0,5 m. Sezonowe wahania poziomu morza

nie przekraczają 0,4 m. Wahania stanów wody powodowane przez wiatry są bardzo duże, o rozpiętości 2 - 2,5 m. Przewaga umiarkowanych wiatrów i obecność lodów nie sprzyjają rozwojowi falowania. Latem w południowej części morza powstają strome fale wysokości 3 - 4 m. Rybołówstwo ma znaczenie lokalne; łowi się ryby łososiowate i zwierzęta morskie. Morze Łaptiewów jest ogniwem Północnej Drogi Morskiej. Jest tu również uprawiana żegluga kabotażowa. Przewozi się produkty leśne, materiały budowlane, futra. Głównym portem jest Tiksi na wschodnim skraju delty Leny. Nazwa morza pochodzi od Charitona i Dymitra Łaptiewów, którzy w XVIII w. penetrowali wybrzeża Syberii (propozycja z 1913 r. oceanografa Szokalskiego). Nazwa Morze Nordenskiólda, zdobywcy Przejścia Północno-Wschodniego, pojawiła się pod koniec XIX w.

3.1.5. MORZE WSCHODNIOSYBERYJSKIE Jest to szelfowe morze przy brzegach Syberii Wschodniej poza kołem podbiegunowym północnym, między Wyspami Nowosyberyjskimi a Wyspą Wrangla. Od zachodu łączy się z Morzem Łaptiewów przez cieśniny: Dymitra Łaptiewa, Eterikan i Sannikowa, od wschodu z Morzem Czukockim przez Cieśninę De Longa. Umowna granica północna łączy północne krańce Wyspy Wrangla i Wyspy Kotielnej w grupie wysp Anjou (według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako) lub biegnie od Wyspy Kotielnej wzdłuż południka do skraju szelfu (79° szer. geogr. pn., 139° dł. geogr. wsch.), stąd łagodnym łukiem do skraju szelfu na południku 180 (w pobliżu 76° szer. geogr. pn.) i dalej wzdłuż południka do przylądka Jakan na Wyspie Wrangla (koncepcja radziecka, Dobrowolski 1965). Powierzchnia morza wynosi 913000 km2, objętość 49000 km3, średnia głębokość 54 m, maksymalna głębokość 915 m. Morze jest otwarte i mogą do niego łatwo wnikać wody arktyczne (Basen Makarowa). Pośrodku morza, w pobliżu brzegów syberyjskich znajduje się archipelag Wysp Niedźwiedzich. Linia brzegowa jest słabo rozwinięta, po stronie wschodniej wcina się w ląd Zatoka Czauńska z dużą wyspą Ajon. Dno ma wyrównaną rzeźbę i powoli obniża się w kierunku północnym. W części południowej przecięte jest kilkoma rowami, będącymi zatopionymi dolinami rzek z okresu przedlodowcowego. Klimat jest arktyczny. Średnia temperatura stycznia i lutego wynosi od -26 do -33°C, a temperatura absolutnie najniższa 50°C. Zimą pogoda jest bezwietrzna i bezchmurna. Rzadko przenikające niże pacyficzne nie przynoszą ocieplenia. W górzystej części wybrzeża występują-zjawiska fenowe: Latem ustalają się wiatry północne i

północno-wschodnie, nie sprzyjające wzrostowi temperatury powietrza. Średnia temperatura lipca w części południowej morza wynosi 2 - 7°C, na krańcach północnych od 0 do -2°C. Roczna ilość opadów wynosi ledwie 100-200 mm, a dopływ rzeczny jest stosunkowo nieduży. Kilka znacznych rzek: Indygirka, Kołyma, Ałazeja, Chroma i in. wnosi łącznie ok. 250 km3 wody słodkiej rocznie. Konwekcja zimowa sięga dna na dużych obszarach morza. Przeważnie obejmuje warstwę do 40 m i tylko w północnej, głębszej części morza nie osiąga dna i zachodzi w warstwie do 70 - 75 m. Temperatura wody w wysłodzonych rejonach przybrzeżnych wynosi na powierzchni -0,5°C, na dnie -1,5°C. W części północnej temperatura w warstwie konwekcji osiąga -1,8°C, po czym rośnie w kierunku dna do 0,1- 0,2°C. Latem w warstwie mieszania się wiatrowego wód (o miąższości 10 m w części wschodniej i 20-25 m w części zachodniej morza) występuje słabe nagrzewanie się wody do 2 3°C w otwartym morzu i do 7 - 8°C w zamkniętych zatokach.

Ryc. 23. Mapa hydrologiczna Morza Wschodniosyberyjskiego (Objaśnienia jak przy ryc. 18)

W części północnej, gdzie utrzymuje się pokrywa lodowa, temperatura wody latem równa jest temperaturze zamarzania, a jej rozkład w pionie nie różni się od rozkładu zimą. Wysładzające działanie wód rzecznych obserwuje się wyraźniej tylko w bezpośrednim sąsiedztwie ujść rzecznych, np. przed ujściami Kołymy i Indygirki zasolenie zimą wynosi 4-5‰, lecz szybko zwiększa się w kierunku morza do 20°/00, a na granicy szelfu osiąga 31 – 32‰. W zimie na znacznej części morza zasolenie jest jednakowe aż do dna. Tylko w północnej, głębszej części morza zasolenie nieco wzrasta wraz z głębokością w związku z napływem przy dnie wody atlantyckiej. Latem zasolenie znacznie obniża się wskutek zwiększenia dopływu wód rzecznych i tajania lodów: do kilku promille w wodach przybrzeżnych, 26‰ w części środkowej (na wysokości wysp Ajon i Wyspy Wrangla) i 30‰ na krańcach północnych. Grubość wysłodzonej warstwy wody wynosi 20 - 25 m w zachodniej części morza i 5 - 10 m we wschodniej. Skład soli jest podobny do składu soli oceanicznej, występuje jednak pewne podwyższenie koncentracji węglanu wapnia. Wody morskie są dobrze natlenione, również w warstwach przydennych. Latem zawartość tlenu osiąga 105110% stanu nasycenia, zimą obniża się do 93-96%. Stężenia soli biogenicznych są szczególnie duże zimą: koncentracja ich pod lodem wynosi 1,0- 1,3 µmol/l, natomiast latem zmniejsza się do 0,3 - 0,4 µmol/1. Zlodzenie trwa przez cały rok. Sezon lodowy rozpoczyna się w ostatniej dekadzie września. Najpierw zamarzają płytkie rejony zachodnie i stąd zlodzenie rozprzestrzenia się na wschód i północ. Opóźnienie cyklu lodowego o 10 - 15 dób na wschodzie jest związane z docieraniem tu nieco cieplejszych wód Morza Czukockiego. Zimą obserwuje się lody jednoi dwuletnie grubości 1,5 - 3 m, na północy spotyka się pak arktyczny o grubości 3,5-4 m. Tajanie pokrywy lodowej zaczyna się w maju i latem część południowo-zachodnia morza uwalnia się od lodów na przestrzeni od kilkuset metrów do kilkudziesięciu kilometrów od brzegu. Podczas chłodniejszych lat w części wschodniej morza pokrywa lodowa nie zanika przez cały rok. Prądy zbadane są słabo. Cyrkulacja ma charakter cyklonalny. Wody przemieszczają się wzdłuż brzegów syberyjskich na wschód i częściowo przepływają przez Cieśninę De Longa, a częściowo kierują się na północ i łączą z Prądem Transarktycznym o kierunku północno-zachodnim. Pływy są półdobowe, lecz niewielkie (0,1 m). Fala pływowa rozprzestrzenia się z północy na południe i wygasza na płyciznach. Tylko w ujściu Indygirki konfiguracja brzegów sprzyja narastaniu pływów, lecz i tu nie przekraczają 0,2-0,25 m. Wahania sezonowe poziomu morza mają rozpiętość 50-70 m,

spiętrzenia wiatrowe dochodzą do 60 - 70 cm. W obszarach wolnych od lodów może latem rozwijać się falowanie o wysokości fali do 4,5 m (skrajnie do 6 m). Rybołówstwo ma znaczenie miejscowe. Występują tu ryby łososiowate, foki, morsy, niedźwiedzie. Główne porty to: Pewek, Ambarczyk.

3.1.6. MORZE CZUKOCKIE Jest to morze szelfowe poza kołem podbiegunowym północnym, między północno-zachodnim wybrzeżem Alaski a wybrzeżem Pogórza Anadyrskiego w Syberii Wschodniej. Od północy granica umowna łączy przylądek Barrow na Alasce z północnym skrajem Wyspy Wrangla, od południa - łuk koła podbiegunowego północnego (według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako) lub jest to linia łamana biegnąca wzdłuż południka 180° od Wyspy Wrangla do krawędzi szelfu (76° szer. geogr. pn.) i dalej łagodnym łukiem na południowy wschód do miejsca na 72° szer. geogr. pn. i 156° dł. geogr. zach., po czym wzdłuż tego południka do przylądka Barrow, natomiast od południa przez Cieśninę Beringa między Przylądkiem Dieżniewa i Przylądkiem Księcia Walii (koncepcja radziecka, Dobrowolski 1965). Morze łączy się przez Cieśninę De Longa z Morzem Wschodniosyberyjskim, na wschodzie sąsiaduje z Morzem Beauforta, od południa przez Cieśninę Beringa ma połączenie z Oceanem Spokojnym. Jego powierzchnia wynosi 595 000 km2, objętość 42 000 km3, średnia głębokość 71 m, maksymalna głębokość 1256 m (według drugiej wersji granic). Morze jest zupełnie otwarte w kierunku basenów arktycznych. Brzegi są mało urozmaicone, po stronie alaskiej znajduje się głęboko wcięta w ląd zatoka Kotzebue, a na Półwyspie Czukockim Zatoka Koluczińska. W morzu przeważają głębokości 40 - 60 m. Szelf jest częścią większej platformy łączącej kontynenty Azji i Ameryki Północnej. Jest on przecięty podwodnymi kanionami: Heralda (na wschód od Wyspy Wrangla) i Barrowa (uchodzi do Morza Beauforta). Osady są zróżnicowane: przy brzegach występują otoczaki i piaski, dalej muły piaszczyste i muły gliniaste. Miąższość osadów jest niewielka (0-12 m), tylko w zatoce Kotzebue nagromadziło się ich wiele (osady rzeczne), natomiast w Cieśninie Beringa wymyły je zupełnie prądy. Klimat jest arktyczny z wpływami pacyficznymi. Zimą przeważają porywiste wiatry z północnego wschodu. W najzimniejszym miesiącu, lutym, średnia temperatura powietrza na pobrzeżu morza waha się od -22 do -28°C z minimami od 42 do -46°C. Niekiedy południowe wiatry przynoszą cieplejsze powietrze z Morza Beringa. Latem wieją wiatry z różnych kierunków o niedużej

prędkości 4 - 5 m/s. Średnia temperatura powietrza w lipcu wynosi od 2°C na północy do 6°C na południu, w niektóre dni może wzrastać przy brzegach do 10 - 20°C. Latem pogoda jest niestała, z zachmurzeniem i częstymi deszczami. Spływ wody z lądu do morza jest niewielki, wynosi rocznie 82 km3, z czego ok. 54 km3 wnoszą rzeki Alaski. Przez Cieśninę Beringa dopływa rocznie ok. 30 000 km3 cieplejszej wody z Morza Beringa. Temperatura wody zimą wynosi od - 1,6 do -1,8°C i jest bliska temperaturze zamarzania w całej warstwie konwekcji. Wody Morza Czukockiego są słabo wysładzane przez dopływ wód rzecznych, dlatego istnieją sprzyjające warunki do rozwoju konwekcji, która pod koniec zimy na 90% powierzchni morza (głębokości do 50 m) sięga do dna. Tylko na krańcach północnych, gdzie głębokość przekracza 100 m, temperatura wody podwyższa się przy dnie do 0°C dzięki przenikaniu wód atlantyckich w warstwie przydennej. Latem (sierpień) temperatura wody powierzchniowej wzrasta w południowej i południowo-wschodniej części morza do 6 - 7°C. Wzdłuż wybrzeży Półwyspu Czukockiego, gdzie rozprzestrzenia się zimna woda z Morza Wschodniosyberyjskiego, temperatura wody wynosi latem 4°C, a na północy, na skraju pokrywy lodowej zachowuje wartości ujemne od -0,1 do -0,3°'C. Nagrzewanie wód latem obejmuje tylko cienką, 10-metrową warstwę wody. Pod termokliną temperatura stopniowo obniża się do wartości ujemnych przy dnie. Inne stosunki termiczne panują w południowo-wschodniej części morza, gdzie dociera woda z Morza Beringa. Górna warstwa, mająca 10 - 12 m, nagrzewa się do 6 - 7°C, a głębiej temperatura obniża się powoli, ale zachowuje przy tym wartości dodatnie, nawet przy dnie (2,0 - 2.5°C). Największe zasolenie obserwuje się zimą w pobliżu Cieśniny Beringa (33 - 35,5‰), w częściach środkowej i wschodniej wynosi na powierzchni ok. 32‰, w zachodniej ok. 31‰. Pod koniec zimy wskutek konwekcji zasolenie jest jednakowe w całej warstwie wody, z wyjątkiem północnych krańców morza, gdzie przy dnie zwiększa się do 33,5‰. Latem rozkład zasolenia jest bardziej urozmaicony, bowiem nasila się: napływ wód z Cieśniny Beringa, dopływ rzeczny i powstawanie wód z tajania lodów. Najwyższe zasolenie występuje wówczas pośrodku morza (ok. 32‰). Na skraju pokrywy lodowej zasolenie obniża się do 27 – 28‰, a także przy ujściach rzecznych (na przedpolu rzeki Jukon 28 – 32‰). Wysłodzenie występuje tylko w cienkiej warstwie wody objętej mieszaniem wiatrowym. W środkowej części morza zasolenie zwiększa się powoli od 32‰ na powierzchni do 33‰ przy dnie. Skład soli w wodzie morskiej Morza Czukockiego nie różni się od składu soli w wodach oceanicznych. Zawartość tlenu jest bardzo wysoka latem, w

górnej warstwie osiąga 112-130% stanu nasycenia, na granicy wiatrowego mieszania wód nieco spada do 98-100%. Zimą, kiedy pokrywa lodowa izoluje wody powierzchniowe od atmosfery, zawartość tlenu-znacznie maleje szczególnie przy dnie. Koncentracja fosforanów przy powierzchni morza wynosi 1,2 - 1,4 µmol/1, przy dnie 2,2 - 2,6 µmol/1, a w południowej części morza jest nieco mniejsza. Przezroczystość wody bardzo się zmienia: od 4 m w rejonie Cieśniny Beringa, 12 - 14 m w części środkowej, do 30 - 32 m na północy. Cyrkulacja wód powierzchniowych ma charakter cyklonalny. Strumień wody wlewającej się z Morza Beringa na wysokości alaskiego przylądka Hope rozgałęzia się na północny zachód i północny wschód. Odgałęzienie zachodnie podąża na północ od Wyspy Wrangla, część jego wód zaś skręca na południe i wraz z wodami z Cieśniny De Longa zamyka wzdłuż Półwyspu Czukockiego wir cyklonalny. Sporadycznie wody te wlewają się do Cieśniny Beringa po jej stronie zachodniej i wnoszą do Morza Beringa lody z Morza Czukockiego. Wody drugiego, silniejszego rozgałęzienia po minięciu przylądka Hope przemieszczają się wzdłuż brzegów Alaski do przylądka Barrow, gdzie skręcają na zachód i łączą się z Prądem Transarktycznym. Woda pacyficzna wprowadzana w ten sposób do Morza Czukockiego ochładza się i jako cięższa (o większym zasoleniu) od wód arktycznych pogrąża się na głębokości 50 - 100 m i rozprzestrzenia prawie do bieguna. Prędkość stałych prądów jest znaczna, osiąga 30 - 50 cm/s, a w Cieśninie Beringa przy odpowiednich wiatrach dochodzi do 150 - 300 cm/s. Największe prędkości prądów występują latem przy wiatrach południowych, zimą prądy słabną. Falowanie rzadko bywa duże, ze względu na małe rozmiary morza. Zazwyczaj wysokość fali wynosi 1-2 m, wyjątkowo 3 - 4 m. Fale pływowe przychodzą z: północnych basenów arktycznych, zachodu przez Cieśninę De Longa i południa od Cieśniny Beringa. Pływy są na ogół półdobowe, lecz zróżnicowane pod względem wysokości i prędkości prądów pływowych. Wysokość pływów jest niewielka: 0,10 0,15 m w rejonie Półwyspu Czukockiego, zwiększa się tylko w zatoce Kotzebue do 1,5 m. Prędkość prądów pływowych wynosi 10 - 20 cm/s, miejscami 70 - 80 cm/s. Wahania poziomu morza pod wpływem wiatrów nie przekraczają 0,6 m, lecz w szczególnych miejscach mogą dochodzić do 2 - 2,2 m, a nawet do 3 m (w pobliżu przylądka Barrow). Zimą morze całkowicie zajmuje pokrywa lodowa. Sezon lodowy zaczyna się w połowie września, a w połowie października lód jest jeszcze cienki w południowej części morza i nie utrudnia żeglugi.

Ryc. 24. Mapa hydrologiczna Morza Czukockiego (Objaśnieni;: jak przy ryc. 18)

Występują tu lody jednoroczne; na północy również dwuletnie o grubości pod koniec sezonu lodowego 1,5 - 1,8 m. Na północnym skraju morza spotyka się pak arktyczny. Rozpad lodu rozpoczyna się w maju, w czerwcu granica lodów przesuwa się na północ i w połowie lipca w południowej części morza powstają obszerne przestrzenie wolne od lodu. Najbardziej morze oczyszcza się z lodu w sierpniu i wrześniu. Morze Czukockie stanowi ogniwo Północnej Drogi Morskiej. Główny port to Uelen na Półwyspie Czukockim.

3.1.7. MORZE BEAUFORTA Jest to morze arktyczne przy północnych brzegach Alaski i Kanady, między Morzem Czukockim a kanadyjskim Archipelagiem Arktycznym. Od północy granica jest umowna i łączy przylądek Barrow na Alasce z przylądkiem Land's End na Wyspie Księcia Patryka (według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako) lub jest to łamana linia prowadząca wzdłuż południka od przylądka Barrow do skraju szelfu na 72° szer. geogr. pn. i od tego punktu do Wyspy Księcia Patryka (propozycja radziecka). Jego powierzchnia wynosi 481 000 km2, objętość 739 000 km3, średnia głębokość 1536 m, maksymalna głębokość 3749 m. Określić je można jako głębokie morze, słabo wcięte w kontynent, o stosunkowo niewielkim szelfie pociętym podwodnymi dolinami, rozciągającym się u brzegów Kanady, a na zachód od Wyspy Banksa tworzącym Płaskowyż Banksa. W strefie przybrzeżnej szelf jest usiany małymi wyspami ze żwiru, piasku i otoczaków. Głębia Morza Beauforta oddzielona jest od głównego Basenu Beauforta (Basenu Kanadyjskiego) szerokim spłyceniem (progiem) podnoszącym się do 350 m nad równiną abysalną. Dno pokrywa gruba warstwa osadów, przy czym w znacznej części jest to materiał przynoszony przez rzeki. Klimat jest surowy, ze słabymi wpływami Oceanu Spokojnego, kształtowany głównie przez wyż arktyczny, łagodniejszy nieco w zachodniej części morza. Średnia miesięczna temperatura stycznia wynosi -28°C, a w części wschodniej -36°C. W lipcu średnia temperatura przy brzegach zachodnich podnosi się do 8°C, przy wschodnich do 5°C. Do morza wpada wielką deltą jedna z największych rzek kontynentu Mackenzie, wnosząca rocznie ok. 470 km3 wody słodkiej, zasilana obficie latem ze zlewisk wód Wielkiego Jeziora Niewolniczego i Wielkiego Jeziora Niedźwiedziego. Górną warstwę wód morza miąższości ok. 100- 150 m tworzy arktyczna woda powierzchniowa o ujemnych temperaturach: od 1,7°C pod koniec zimy do -1,4°C w końcu lata. Zasolenie w tej warstwie waha się znacznie od 28 do 32‰. W tę warstwę wklinowuje się przewarstwienie nieco cieplejszej i bardziej słonej wody z Cieśniny Beringa, o temperaturze maksymalnej od - 1,2 do -1,4°C na głębokości ok. 75 m. Poniżej warstwy górnej wód temperatura i zasolenie wody zwiększają się, gdyż w warstwie 200 - 700 m znajduje się woda atlantycka. Najwyższą temperaturę tej wody 0,5°C notowano na głębokości 300-500 m, a prawie jednakowe jej zasolenie wynosi ok. 34,9‰. Na głębokościach 850-900 m temperatura wody obniża się do 0°C, poniżej 1000 m wynosi -0,4°C i do dna pozostaje już niezmienna,

bowiem zalegają tu wody swoiste dla całego Basenu AmerykańskoAzjatyckiego o zasoleniu 34,97 - 34,99‰. Zawartość tlenu w wodach morza jest wysoka: w arktycznej wodzie powierzchniowej osiąga 103 106% stanu nasycenia, na dolnej granicy tej warstwy (ok. 150 m), gdzie następuje mieszanie się z wodą atlantycką, występuje minimum tlenowe 72-76% (wskutek utleniania produktów rozpadu substancji organicznych zatrzymujących się w warstwie skoku gęstości), głębiej w wodzie atlantyckiej zawartość tlenu podwyższa się do 81-83%, przy dnie wynosi 80%. Cyrkulacja wód morza jest częścią antycyklonalnej cyrkulacji Basenu Beauforta. Na wysokości wysp: Banksa i Księcia Patryka, we wschodniej części morza główne prądy kierują się na południowy zachód, w części zachodniej ze wschodu na zachód. Prędkość prądów wynosi 3 - 6 cm/s. Przy brzegach prądy formują się w zależności od miejscowych wiatrów, np. od ujścia Mackenzie prąd kieruje się na wschód do Zatoki Amundsena i dalej na północ do zachodnich brzegów Wyspy Banksa, do Cieśniny McClure'a (ryc. 74). Pływy są przeważnie półdobowe nieregularne, o niewielkiej wysokości. Morze przez cały rok pokrywają lody. W części południowej przeważają lody jedno- i dwuletnie, w części północnej - lody różnego wieku, występują również pola paku arktycznego. Surowe warunki lodowe utrudniają żeglugę, nawet w okresie lata. Szlaki żeglugowe prowadzą wzdłuż południowych brzegów morza. Nazwę nadano morzu, aby uczcić angielskiego admirała Sir Francisa Beauforta.

3.1.8. MORZE LINCOLNA Jest to przybrzeżne, otwarte morze arktyczne przy północnozachodnich brzegach Grenlandii i północnych brzegach Wyspy Ellesmere'a. Jego powierzchnia wynosi 38 000 km2, objętość 11000 km3, średnia głębokość 289 m, maksymalna głębokość 582 m. Przez Cieśninę Robesona i Cieśninę Smitha łączy się z Morzem Baffina. Na dnie morza i cieśnin istnieje zagłębienie do 2000 m. Brzegi ma typu fiordowego, skaliste. Na północy Wyspy Ellesmere'a zalega lodowiec typu szelfowego szerokości do 20 km i grubości kilkudziesięciu metrów, z którego powstają dryfujące wyspy lodowe. Z morza napływają przez cieśniny na południe wody arktyczne do Morza Baffina. Klimat jest arktyczny. Morze przez większą część roku pokrywa wieloletni dryfujący pak lodowy. Tworzy on tzw. Północnogrenlandzki Masyw Lodowy. W morzu żyją foki, atlantyckie morsy, wieloryby, niedźwiedzie białe. Morze nazwano na cześć Abrahama Lincolna prezydenta Stanów Zjednoczonych.

3.2. MORZE BAFFINA Jest to morze między Grenlandią a kanadyjskim Archipelagiem Arktycznym. Na północy łączy się z Morzem Lincolna i basenami arktycznymi ciągiem cieśnin: Smitha, Kennedy'ego, Robesona. Jego granica północna biegnie od przylądka Sheridan (82°35' szer. geogr. pn., 60°45' dł. geogr. zach.) do przylądka Bryant na Grenlandii. Od południa granica biegnie między Grenlandią i Ziemią Baffina wzdłuż 70° szer. geogr. pn., a w gruncie rzeczy na południu głęboki Basen Baffina oddziela od Basenu Labradorskiego dość wysoki Próg GrenlandzkoKanadyjski, o głębokościach niewiele większych od 600 m. Powierzchnia morza wynosi 530 000 km2 , objętość 426000 km3, średnia głębokość 804 m, maksymalna głębokość 2414 m. Brzegi morza są przeważnie wysokie, rozcięte głębokimi i długimi fiordami, ze schodzącymi do morza lodowcami. Szelf po wschodniej stronie morza pocięty jest głębokimi, krętymi dolinami, które są przedłużeniem dolin Grenlandii. Szerokość szelfu osiąga tu kilkadziesiąt kilometrów, a po stronie zachodniej jest on węższy. Dno głębokiego basenu morza jest wyrównane, otaczają je strome zbocza, bez jakichkolwiek śladów erozji lub zatopionych dolin: Osady są głównie terygeniczne, na płyciznach i zboczach gruboziarniste, w większych głębiach drobnoziarniste. Spotyka się nagromadzenia otoczaków zawierających wapień i dolomit, które zapewne są przynoszone z lądu przez lód. Chociaż morze leży poza kołem podbiegunowym, klimat łagodzą wpływy atlantyckie. We wschodniej części morza przeważają wiatry z południa, w zachodniej przeciwnie z północy na południe. Średnia temperatura powietrza lutego po wschodniej stronie morza wynosi -20°C, na północy obniża się do -30°C. Najcieplejszym miesiącem, o dodatnich temperaturach nad samym morzem, jest lipiec. Nagrzewanie letnie jest jednak niewielkie: do ok. 5°C w południowej części morza i ok. 0°C w części północnej w związku z sąsiedztwem lądolodu Grenlandii i lodów arktycznych. Roczna suma opadów wynosi 300 - 400 mm w południowej części morza i 200-300 mm w północnej. Morze Baffina należy do zimnych. Temperatura wody na powierzchni zimą obniża się do -1 °C, latem wynosi od 4-5°C na południu do 0°C na północy. W morzu wyróżnia się cztery masy wodne. Górna to woda powierzchniowa podlegająca silnemu wychłodzeniu zimą o temperaturze zamarzania i miąższości 200 m wskutek mieszania konwekcyjnego. Zasolenie tej warstwy rośnie w związku z intensywnym tworzeniem się lodu. Latem w tej masie wodnej nagrzewa się znacznie cieńsza warstwa, grubości do 50 m, co ma związek z mieszaniem wiatrowym wód przez falowanie. Temperatura wody w tej warstwie

wzrasta z północy (-1°C) na południowy wschód (5°C), zasolenie zmienia się od 30‰ w rejonie przybrzeżnym do 33,5‰ w części środkowej morza. Pod warstwą górną utrzymuje się woda zimowa, o temperaturze -1,6°C i zasoleniu 33,8‰, do głębokości 200 m. Głębiej rozprzestrzenia się woda atlantycka przychodząca z Cieśniny Davisa, z temperaturą w jej osi (na głębokości ok. 500 m) 1°C lub nieco ponad i zasoleniu 34,2-34,5‰ (do głębokości 1000 m). Pod tą warstwą ciepłej wody zalegają wody o temperaturze -0,44 do -0,50°C i zasoleniu 34,5‰. Pochodzenie tych wód nie jest dostatecznie wyjaśnione. Dawniej uważano, że powstają na skutek konwekcji zimowej, obecnie twierdzi się, że przez ochładzanie wody atlantyckiej lub, że napływają z północy, z basenów arktycznych. Cyrkulacja wód w morzu ma charakter cyklonalny. Wzdłuż brzegów Grenlandii przemieszczają się na północ wody Prądu Zachodniogrenlandzkiego, skręcają na zachód w północnym krańcu morza i następnie schodzą wzdłuż zachodnich jego brzegów na południe. Pewna część wód płynie dalej na północ przez Cieśninę Smitha i zagłębia się pod powierzchnię wód arktycznych. Przez cieśniny północne wkracza do Morza Baffina zimna woda z północy z prędkością do 30 cm/s. Woda ta kieruje się na południe wzdłuż zachodnich brzegów morza i po połączeniu ze wspomnianym odgałęzieniem Prądu Zachodniogrenlandzkiego tworzy Prąd Baffina. Prędkość tego prądu w północnej części morza wynosi 10 - 12 cm/s, a przy brzegach Ziemi Baffina rośnie do 40 cm/s. Prąd Baffina odgałęzia się do cieśnin: Jonesa i Lancaster przy północnych ich brzegach. Przy południowych brzegach tych cieśnin płyną do morza wody arktyczne z Archipelagu Arktycznego i włączają się do Prądu Baffina. Napływ wód arktycznych przez wszystkie trzy połączenia północne archipelagu do Morza Baffina ocenia się na od 0,7*106 do 1,6*106 m3/s. Pływy są przeważnie półdobowe i osiągają wysokość do 4,2 m. Zimą Morze Baffina prawie całkowicie pokrywa się lodem pływającym. Sezon lodowy rozpoczyna się na przełomie września i października. W marcu, miesiącu największego rozwoju zlodzenia, 80`% powierzchni morza pokrywają lody. Lody są w ciągłym ruchu: po wschodniej stronie morza podążają na północ, po zachodniej na południe. Razem z lodem morskim przemieszczają się góry lodowe schodzące z Grenlandii. Najwięcej gór powstaje z lodowców: Jakobshavn (spływający nawet zimą) i Karajak (ok. 1500 gór lodowych rocznie). Niektóre góry odrywają się od lodowców Wyspy Ellesmere'a i Ziemi Baffina. Lody i góry lodowe dryfują z prądami przez Cieśninę Davisa do oceanu. Rozpad lodu zaczyna się pod koniec kwietnia i najkorzystniejsze warunki żeglugowe pojawiają się w sierpniu-wrześniu,

lecz morze nigdy w pełni nie uwalnia się od lodu. W morzu łowi się dorsza, śledzia i in. ryby. Nazwę morzu nadano dla uczczenia angielskiego żeglarza Williama Baffina (1584-1622), który dotarł w tym morzu do 71°16' szer. geogr. pn., uważając je jednak za zatokę. Połączenie z Arktyką wykryto dopiero w 1852 r.

Ryc. 25. Obszar Morza Baffina i Cieśniny Davisa

3.3 CIEŚNINA DAVISA Zgodnie z instrukcją Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jest to morze między Grenlandią a Ziemią Baffina, sąsiadujące od północy z Morzem Baffina wzdłuż 70° szer. geogr. pn., od południa z Morzem Labradorskim wzdłuż 60° szer. geogr. pn. Jego powierzchnia wynosi 763 300 km2, objętość 735 200 km3, średnia głębokość 563 m (głębokość na trasie żeglugowej 104 - 3730 m), długość 1170 km, średnia szerokość 652 km (360 - 1070 km). Cieśnina znajduje się nad dość wysokim Progiem Grenlandzko-Kanadyjskim (głębokości nieco ponad 600 m). Brzegi rozcinają głębokie fordy. W Ziemię Baffina wcinają się dwie duże zatoki: Cumberland i Frobishera. Przez Cieśninę Hudsona morze łączy się z Zatoką Hudsona. Na brzegach grenlandzkich jest wiele lodowców, które niekiedy schodzą prosto do morza. Takim miejscem jest Zatoka Disko z lodowcem Jakobshavn i jej rejon (między 65 i 75° szer. geogr. pn.), gdzie powstaje rocznie ok. 5400 gór lodowych. W środkowej części morze zwęża się, a głębokości na progu maleją do 600 m. Osady w południowej części tworzą muły globigerynowe, na obszarach płytszych dno pokrywają osady terygeniczne, często występują większe odłamki skał - i otoczaki przynoszone przez lodowce. Klimat kształtują: Niż Islandzki, "Wyż Grenlandzki i Wyż Kanadyjski w zimie. Wiatry przeważnie wieją wzdłuż wybrzeża Grenlandii z południa, a wzdłuż Ziemi Baffina z północy na południe. Temperatura powietrza w lutym na krańcach północnych morza wynosi średnio -26°C w środkowej części i na południu ok. -7 - 5°C. Średnia temperatura lipca waha się od 5°C na północy do 10°C w południowej części morza. Sumy roczne opadów kształtują się w północnej części od 300 mm w rejonie Ziemi Baffina do 500 mm przy brzegach Grenlandii. Woda pochodzenia arktycznego (z Prądu Wschodniogrenlandzkiego) napływa od przylądka Uummannarsuaq (Farvel) i przemieszcza się na północ wzdłuż zachodniego szelfu Grenlandii. Jej temperatura zimą jest bliska temperatury zamarzania, latem podnosi się do 2°C. Zasolenie wynosi 31- 34‰. W zachodniej części morza woda arktyczna niesiona z Morza Baffina przez Prąd Baffina również odznacza się obniżonym zasoleniem do 32-34‰ i temperaturą bliską temperatury zamarzania zimą, a latem podnoszącą się do 2 - 3°C przy brzegach Ziemi Baffina. W warstwie podpowierzchniowej latem zachowuje się woda o temperaturze ujemnej (poniżej -1 °C) na głębokości 50 - 100 m. Temperatura wody pod warstwą zimnej wody podpowierzchniowej wzrasta: do 3°C na głębokości 200 m i 3,5°C na głębokościach 400-450 m, natomiast głębiej

pozostaje bez zmian. Pływy są półdobowe, największe przy wybrzeżach Grenlandii w południowej części cieśniny (do 4,1 m w Paamiut, duń. Frederikshab), lecz ku północy zmniejszają się do 2 m. Zlodzenie występuje każdego roku. Przy brzegach Ziemi Baffina lody pojawiają się około połowy września, w rejonie południowo-zachodniego wybrzeża Grenlandii w grudniu. Rozwój zjawisk lodowych osiąga maksimum w kwietniu i maju. Lód pływający pokrywa wtedy prawie całe morze, utrudniając żeglugę, jednak w części środkowej w ciągu całego sezonu lodowego utrzymują się obszary wolne od lodu. Wody są całkowicie wolne od lodu w sierpniu i wrześniu. Nazwę morzu nadano na cześć angielskiego żeglarza Johna Davisa (1550-1605), który odkrył tę cieśninę w 1585 r. w trakcie poszukiwania Przejścia PółnocnoZachodniego.

3.4. ZATOKA HUDSONA Jest to morze wewnątrzlądowe łączące się na północy z Basenem Foxe'a i kanadyjskim Archipelagiem Arktycznym. Z Oceanem Atlantyckiem łączy się przez Cieśninę Hudsona. Jego powierzchnia wynosi 520 000 km 2, średnia głębokość ok. 100 m, największa głębokość 250 m, przeważają głębokości 50-100 m. W morzu jest wiele wysp. Dno pokrywają osady terygeniczne z niewielką domieszką mułu globigerynowego: gruboziarniste po stronie zachodniej, drobnoziarniste po stronie wschodniej, muły i gliny w części środkowej. Klimat jest kontynentalno-arktyczny, lecz zróżnicowany. Średnia temperatura stycznia w południowej części Zatoki Jamesa (5l ° szer. geogr. pn.) wynosi -19°C, w północnej części Basenu Foxe'a -32°C, natomiast latem odpowiednio: 17 i 3°C. Opady w części południowej wynoszą ok. 500 mm, a w części północno-zachodniej Basenu Foxe'a poniżej 300 mm. Duży dopływ rzeczny (maksimum występuje latem) ocenia się na 150160 km3/rok, natomiast parowanie jest niewielkie, gdyż zatokę przez większą część roku pokrywa lód. Ruch wód ma charakter cyklonalny, ogólnie jednak spływ wód odbywa się na północ i kieruje przez Cieśninę Hudsona do Basenu Labradorskiego. W związku z dużym dopływem rzecznym zasolenie wody jest mniejsze od zasolenia wód oceanicznych: w części południowo-zachodniej latem wynosi ok. 230/00, na północ wzrasta do 29-30‰ Wysłodzona warstwa obejmuje górne 25 m, pod nią występuje warstwa skoku zasolenia, a poniżej 50 m mało zmieniająca się wraz z głębokością woda o zasoleniu 32‰ na południowym zachodzie 133,5‰ na północy i niskiej temperaturze wody od -1,0°C do 1,8°C bliskiej temperaturze zamarzania. Górna wysłodzona warstwa

wody nagrzewa się latem do 9 - 9,5°C na południu i 3-4°C na północy. Silną termoklinę konwekcja niszczy dopiero zimą. Zlodzenie jest intensywne: lód pojawia się w październiku. Przylepa sięga do 100 km od brzegów, środek zajmuje lód pływający. Pokrycie lodem trwa 8 miesięcy. Ustępowanie lodów zaczyna się w czerwcu, przy czym środkowa część morza uwalnia się dopiero w sierpniu. Niezależnie od surowych warunków klimatycznych, Zatoka Hudsona ma duże znaczenie dla gospodarki Kanady jako droga transportu towarów. Łowi się tu dorsza, śledzia, flądrę, foki. Główne porty to: Churchill i Port Nelson. Nazwa morza wywodzi się od nazwiska angielskiego żeglarza i polarnika Henry Hudsona (1550-1611).

Ryc. 26. Obszar Zatoki Hudsona

3.5. MORZE LABRADORSKIE Zgodnie z instrukcją Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jest to wydzielony umownie obszar Oceanu Atlantyckiego Północnego w kształcie trójkąta opartego na zachodnich wybrzeżach Labradoru i Nowej Fundlandii; północna granica biegnie wzdłuż 60° szer. geogr. pn. i przechodzi przez południowy przylądek Grenlandii Uummannarsuaq (Farvel), południową tworzy linia łącząca ten przylądek ż przylądkiem Saint Francis na południowo-wschodnich krańcach Nowej Fundlandii. Jego powierzchnia wynosi 841 000 km2, objętość 1,596 mln km3, średnia głębokość 1898 m, największa głębokość 4316 m. Morze leży w strefie klimatu polarnego z wpływami kontynentalnymi od strony kanadyjskiej i w strefie klimatu morskiego od strony grenlandzkiej (średnia temperatura roczna powietrza jest tu wyższa o 5 - 7° niż po stronie kanadyjskiej). Występują też różnice w opadach: przy przylądku Uummannarsuaq (Farvel) suma roczna wynosi 1000 mm, przy brzegach kanadyjskich (na północ od 55° szer. geogr. pn.) nie osiąga 250 mm, co świadczy o suchym klimacie polarnym. Wzdłuż brzegów kanadyjskich płynie na południe zimny powierzchniowy Prąd Labradorski o niskim zasoleniu. Przemieszcza się on z Morza Baffina do Ławicy Nowofundlandzkiej, gdzie napotyka ciepły Prąd Zatokowy i schodzi tam w głąb. Jest to rejon mgieł. Temperatura wody wynosi zimą od 5 do -1 °C, latem 2 -10°C. Prędkość prądu odpowiada przedziałowi 25 - 50 m/s, a przepływ zmienia się z roku na rok od 3,4 do 5,4 mln m3/s. Z prądem spływają liczne lody i góry lodowe. Na trasach prowadzących do Nowej Fundlandii góry lodowe mogą występować o każdej porze roku, w maju schodzą do 40° szer. geogr. pn., a nawet niżej. Częste są tu sztormy, opady śniegu, lody pływające, a częste mgły latem utrudniają żeglugę i rybołówstwo. Morze jest częścią Basenu Labradorskiego. W kierunku wschodnim łączy się ż Morzem Irmingera (patrz podrozdz. 7.2).

3.6. CIEŚNINA DUŃSKA Jest to morze między Grenlandią a Islandią, choć nieuznane za odrębny obszar morski przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako. Za północno-wschodnią granicę obszaru można przyjąć umownie linię łączącą przylądek Langanes na północno-wschodnim krańcu Islandii z przylądkiem Tobin u wejścia do fiordu Scoresby Sund na Grenlandii, natomiast za granicę południowo-zachodnią linię od przylądka Reykjanes na południowo-zachodnim krańcu Islandii do fiordu Kangerdlugssuatsiaq na Grenlandii. Jego powierzchnia wynosi 253 000

km2, objętość 95 100 km3, średnia głębokość 375 m, głębokości na szlaku żeglugowym 120 - 1518 m, długość 1170 km, średnia szerokość 652 km (360 - 1070 km). Przy brzegach Islandii szelf ma szerokość do 200 km, przy brzegach Grenlandii szerokość szelfu wynosi od kilkudziesięciu do ponad 200 km. Środkiem morza biegnie rynna Grenlandsund łącząca Basen Labradorski z Morzem Grenlandzkim, ż progiem na głębokości 650 m. W poprzek cieśniny, od strony południowo-zachodniej morza przebiega Próg Grenlandzko-Islandzki. We wschodniej części cieśniny płynie na północ stosunkowo ciepła woda atlantycka (4-6°C) z Morza Irmingera, w części zachodniej schodzi na południowy zachód zimny Prąd Wschodniogrenlandzki (temperatura wody poniżej 0°C), wynoszący wody ż Morza Grenlandzkiego w ilości 126,67. 103 km3/rok (Gieografija Mirowogo okieana - Atlanticzeskij okiean, 1984). Wschodnia część cieśniny jest żeglowna cały rok, podczas gdy w części zachodniej występują trudności nawigacyjne zimą i na wiosnę. Przez cieśninę przemieszczają się na południe duże ilości lodu i wiele gór lodowych (średnio rocznie 1800 km3 lodu). W nomenklaturze islandzkiej cieśnina nosi nazwę Morza Islandzkiego (Islandshaf).

3.7. MORZE GRENLANDZKIE Jest to morze arktyczne położone na wschód od Grenlandii, między Islandią i Spitsbergenem. Od wschodu sąsiaduje z Morzem Norweskim wzdłuż linii biegnącej od Przylądka Południowego na Spitsbergenie przez wyspę Jan Mayen do przylądka Gerpir na wschodnim krańcu Islandii, od południa granicę stanowi przecięcie Cieśniny Duńskiej wzdłuż linii od przylądka Straumnes na Islandii do Przylądka Nansena na Grenlandii, od północy linia łącząca skrajnie północne punkty Spitsbergenu i Grenlandii. Jego powierzchnia wynosi 1,195 mln km2, objętość 1,961 mln km3, średnia głębokość 1641 m, maksymalna głębokość 5527 m. Linia brzegowa Grenlandii jest bardzo urozmaicona z powodu głęboko wciętych fiordów, podobnie brzegi Spitsbergenu są górzyste i rozczłonkowane przez fiordy, takie są również północne brzegi Islandii. Głęboki Basen Grenlandzki oddziela od wschodu podwodny grzbiet śródoceaniczny, na który składają się idąc od południa grzbiety: Jan Mayen, Mohna i Knipowicza. Od północy, między Spitsbergenem a Grenlandią, rozciąga się Próg Nansena (Grzbiet Spitsbergeński). Większą część morza pokrywają osady terygeniczne, w pobliżu Islandii i Jan Mayen w skład osadów wchodzą popioły wulkaniczne, w partiach głębinowych spotyka się muły globigerynowe i okrzemkowe. Na

szerokim szelfie grenlandzkim obok osadów typu morenowego występuje pierwotne podłoże pozbawione osadów przez przemieszczające się góry lodowe lub prądy. Pole wiatrów nad morzem uwarunkowane jest działaniem trzech systemów barycznych: Niżu Islandzkiego, Wyżu Arktycznego i obszaru podwyższonego ciśnienia nad Grenlandią. Morze przecina front arktyczny oddzielający powietrze arktyczne na północy od powietrza polarnego na południu. Wzdłuż tego frontu często przemieszczają się atlantyckie niże z silnymi wiatrami i opadami. Temperatura powietrza nie jest wysoka: w najcieplejszym miesiącu (sierpniu) średnia temperatura na południu wynosi 8°C, na północy 1°C, a w najzimniejszym miesiącu, lutym, odpowiednio od - 3°C do -10°C. Opady nad większą częścią morza dają rocznie warstwę 500 300 mm (na krańcach południowych ponad 500 mm, na krańcach północnych poniżej 300 mm). Temperatura wody powierzchniowej latem kształtuje się przeważnie od poniżej 0°C w części północno-zachodniej do 6°C na południu, zimą odpowiednio od -1,85°C do + 1°C. Zasolenie mieści się w przedziale 32,0-34,0‰. W morzu wydziela się cztery masy wodne: dwie powierzchniowe - polarną i atlantycką, pośrednią i głębinową. Polarna woda rozprzestrzenia się z północy na południe wzdłuż szelfu, grenlandzkiego. Zimą jej temperatura obniża się do 1,85°C, a zasolenie wynosi nieco poniżej 34,5‰, latem woda ulega silnemu wysłodzeniu wskutek tajania lodów (do 30‰ w sierpniu), a jej temperatura podnosi się do -l,6°C. Wodę atlantycką o zasoleniu ponad 35‰ przynosi odgałęzienie Prądu Irmingera we wschodniej części Cieśniny Duńskiej, opływające Islandię od północy. We wschodniej części morza obserwuje się również wodę atlantycką z odgałęzienia Prądu Norweskiego. Temperatura tej wody wynosi latem 5 - 6°C, zimą 12°C. Woda pośrednia powstaje ze zmieszania się wód Prądu Zachodniospitsbergenskiego (o temperaturze 5°C i zasoleniu 35‰) z wodą polarną. Powstająca wskutek tego woda, o temperaturze 2°C i zasoleniu w przybliżeniu 34,95‰, przemieszcza się na południe wzdłuż zachodnich krańców morza, zagłębiając się jako woda o większej gęstości w warstwę między 200 i 500 m. Norweska woda głębinowa tworzy się zimą w północnej części morza wskutek wychładzania wód i występowania głębokiej konwekcji. Z wód arktycznych i atlantyckich powstaje w tym okresie masa wodna o temperaturze ok. -1,3°C i zasoleniu 34,92-34,94‰. Jako woda o największej gęstości wypełnia ona baseny Morza Grenlandzkiego i Morza Norweskiego na głębokości od 600 m do dna. Woda ta na północy przemieszcza się przez Próg Nansena do basenów arktycznych aż po Grzbiet Łomonosowa. Zawar-

tość tlenu w wodach Morza Grenlandzkiego jest duża: objętościowa koncentracja tlenu w warstwie przypowierzchniowej wynosi ponad 7‰ (100% stanu nasycenia), w wodach głębinowych jest też znaczna rzędu 76-85%. Cyrkulacja wód tego morza jest ściśle związana z krążeniem wód w Morzu Norweskim i z ruchami wód arktycznych. W północnej części morza od wschodu wpływa odgałęzienie Prądu Norweskiego ze stosunkowo ciepłą wodą atlantycką (Prąd Zachodniospitsbergeński). Znaczna część tych wód przekracza Próg Nansena i pogrąża się pod powierzchnię wód arktycznych, część zaś skręca na zachód, następnie na południe tworząc i zamykając cyklonalny wir w Basenie Grenlandzkim. Część wód oddziela się od wiru, opływa od północy Islandię i przechodzi na południe do oceanu (Prąd Wschodnioislandzki). Wzdłuż szelfu grenlandzkiego podąża na południe Prąd Wschodniogrenlandzki, będący przedłużeniem Prądu Transarktycznego, niosący zimne i o obniżonym zasoleniu wody arktyczne (prędkość prądu 25 m/s, w Cieśninie Duńskiej do 0,5 m/s). Po wschodniej stronie tego prądu przemieszcza się w tym samym kierunku transformowana woda atlantycka. Na granicy tych wód występują duże gradienty temperatury i zasolenia (ryc. 28). Pływy są półdobowe, a fala pływowa nadciąga z oceanu i rozprzestrzenia się w kierunku północnym. Wysokość pływów wynosi do 2 m przy brzegach grenlandzkich, 2 - 3 m przy Islandii i do 4 m i ponad, miejscami przy zachodnich brzegach Spitsbergenu. Zimą morze pokrywa lód. Prąd Wschodniogrenlandzki niesie ciężki polarny pak lodowy (grubość do 3 m). Największe rozprzestrzenienie lodów przypada na marzec i kwiecień, wtedy wolna od lodu pozostaje tylko południowo-wschodnia część morza przy Islandii. Najmniej lodów występuje we wrześniu, kiedy napływają z północy przez Cieśninę Frama. Silne sztormy występują jesienią i zimą (częstość sztormów w tym okresie 15%) z dużym falowaniem, tłumionym jednak przez lody w drugiej połowie zimy. W morzu łowi się foki, z ryb: dorsza, halibuta, kapelina. Główne porty to: Longyearbyen i Barentsburg na Spitsbergenie oraz Akureyri na Islandii.

Ryc. 27. Obszar Morza Grenlandzkiego i Morza Norweskiego

Ryc. 28. Prądy na obszarze północnego Oceanu Atlantyckiego według H. Mosby'ego

3.8. MORZE NORWESKIE Jest to morze przy zachodnich brzegach Półwyspu Skandynawskiego, sąsiadujące z Morzem Grenlandzkim wzdłuż linii biegnącej od Przylądka Południowego na Spitsbergenie przez wyspę Jan Mayen do przylądka Gerpir na wschodnim krańcu Islandii. Od południowego zachodu i od południa granicę stanowi linia od przylądka Gerpir przez północne krańce Wysp Owczych i Szetlandów i dalej wzdłuż 61° szer. geogr. pn. do brzegów Norwegii (równoleżnik ten oddziela Morze Norweskie od Morza Północnego). Na północnym wschodzie morze graniczy z Morzem Barentsa wzdłuż linii łączącej Przylądek Południowy na Spitsbergenie z Wyspą Niedźwiedzią i dalej z Przylądkiem Północnym w Norwegii. Jego powierzchnia wynosi 1,340 mln km2, objętość 2,325 mln km3, średnia głębokość 1735 m, maksymalna głębokość 3970 m. Górzysty skandynawski brzeg morza jest silnie rozczłonkowany przez liczne fiordy i usiany wielką liczbą wysp i szkierów, również wybrzeża. Islandii są pocięte fiordami. Wzdłuż zachodniej granicy morza ciągnie się grzbiet śródoceaniczny, na którym znajdują się wyspy: Islandia i Jan Mayen. Morze składa się z dwóch basenów: północnego - Lofockiego i południowego - Norweskiego. Dno tych basenów- pokrywają muły globigerynowe i okrzemkowe, przy Islandii i Jan Mayen występują osady wulkaniczne, na szelfach osady terygeniczne (piaski, gliny, nagromadzenia przyniesionych przez lodowce głazów). Klimat jest uwarunkowany obecnością stałych układów niskiego ciśnienia (Niż Islandzki), wpływami arktycznymi i dopływem ciepłych wód atlantyckich. Rozkład temperatury powietrza na obszarze morza jest zróżnicowany: zimą (luty) na południu średnia temperatura utrzymuje się ok. 0°C (miejscami ok. -1°C), na północy jest niższa, wynosi do -9°C; latem (sierpień) na południu osiąga 1 1°C, na północy 3°C. Ogólny bilans cieplny morza jest prawie przez cały rok ujemny (następuje oddawanie ciepła z morza do atmosfery) na skutek dostarczania dużych ilości ciepła wraz z wodami oceanicznymi napływającymi z południa. Opady w części południowo-wschodniej i środkowej wynoszą rocznie ponad 1000 mm słupa wody, a wzdłuż krańców zachodnich i północnych 500-1000 mm. Parowąnie na obszarach ciepłych wód atlantyckich jest duże: w południowych i wschodnich częściach morza wynosi do 1500 mm. W warstwie powierzchniowej temperatura wody wzrasta z północy na południe: w lutym wynosi 2-7°C, w sierpniu 8 - 12°C, zasolenie osiąga 35,2-35,4‰ w południowej części morza i 35,1‰. w północnej. Górną warstwę Morza Norweskiego, miąższości ok. 500 m, zajmuje woda atlantycka, co uwarunkowane jest głębokością progów: Islandzkiego i

Wyville-Thomsona. Pod atlantycką wodą zalega głębinowa masa wodna Morza Norweskiego o temperaturze -1°C i zasoleniu 34,92-34,94‰. Tworzy się ona w sezonie zimowym na obszarze leżącym na północ od wyspy Jan Mayen, gdzie następuje mieszanie się wód atlantyckich i wód polarnych oraz opadanie ich na głębokości poniżej 600 m. Wody te przelewają się okresowo do oceanu przez progi: Islandzki i WyvilleThomsona ograniczające morze od południowego zachodu. Wody morza są dobrze natlenione dzięki konwekcji gęstościowej. Objętościowa zawartość tlenu górnej warstwy w południowej części morza wynosi 6,0‰, w północnej ponad 70/00 (do 100% stanu nasycenia). Poniżej 100 m koncentracja tlenu nieco zmniejsza się: do 90% na głębokości 400 m, a w wodach głębinowych do 81-84%. Stężenie fosforanów w górnej warstwie wynosi ok. 1 µmol/l i rośnie wraz z głębokością do 2,5 µmol/l na głębokościach 600 - 2500 m. Głównym prądem morza jest Prąd Norweski doprowadzający wody atlantyckie przez przejścia między Szetlandami, Wyspami Owczymi i Islandią, przy czym główny potok wód płynie głębokim kanałem między Wyspami Owczymi i Szetlandami. Już w Morzu Norweskim następuje jego odgałęzienie do Morza Północnego, lecz główna część wód przemieszcza się na północ, podlegając wysłodzeniu w trakcie mieszania z wodami napływającymi ze Skagerraku. Średnią prędkość Prądu Norweskiego ocenia się na ok. 30 cm/s. Pośrodku morza prąd częściowo odgałęzia się na zachód i tworzy cyklonalny wir, z którego część wód przechodzi w Prąd Wschodnioislandzki, powracający do oceanu. Na 72° szer. geogr. pn. Prąd Norweski rozgałęzia się na skierowany do Morza Barentsa Prąd Przylądka Północnego (Prąd Nordkapski) i na kierujący się ku północy Prąd Zachodniospitsbergeński, pozostający już w granicach Morza Grenlandzkiego. Pływy są półdobowe o zróżnicowanej wysokości, lecz nie przekraczają 3,3 m w okresach syzygium u brzegów norweskich. Lody występują tylko zimą na północy. Przy przechodzeniu nad morzem niżów rozwija się duże falowanie osiągające wysokość fali do 8 m, a podczas silnych sztormów do 10 - 12 m. Sztormy szczególnie częste są zimą (częstość do 15%). W morzu łowi się śledzia, dorsza i in. ryby (dawniej głównie w rejonie Lofotów). Na szelfie norweskim są bogate złoża ropy naftowej i gazu ziemnego. Morze ma duże znaczenie dla komunikacji morskiej Europy Północnej. Główne porty to: Bergen, Trondheim, Bodo, Narwik, Tromso.

Ryc. 29. Rozkład temperatury wody oraz zasięg lodów (linia falista) w Morzu Grenlandzkim i Morzu Norweskim

Ryc. 30. Temperatura i zasolenie wody w profilu między Islandią a Norwegią (66° szer. geogr. pn.)

3.9. MORZE PÓŁNOCNE Jest morzem szelfowym przy brzegach Europy między Wyspami Brytyjskimi a Jutlandią i Półwyspem Skandynawskim. Od północy granicę umowną stanowi linia biegnąca od przylądka Duncansby w północnej Szkocji przez Orkady i Szetlandy i stąd wzdłuż 0°53' dł. geogr. zach. do 61° szer. geogr. pn. i wreszcie wzdłuż tego równoleżnika do wybrzeża Norwegii, natomiast od wschodu na granicy Skagerraku i Kattegatu linia od Skagen (przylądek Grenen) przez Paternoster Skaz do wyspy Tjcern, a od strony La Manche linia między latarnią morską Walde we Francji i Leathercoat Point w Anglii. Jego powierzchnia wynosi 565 000 km2, objętość 49 000 km3, średnia głębokość 87 m, maksymalna głębokość 809 m. Brzegi morza są różnorodne: skandynawskie wysokie i pocięte licznymi fiordami, jutlandzkie - płaskie i wyrównane z przybrzeżnymi jeziorami za ciągami wydm, południowe - niskie, aluwialne, z wieloma lagunami i strefą wattów (patrz podrozdz. 7.7), brytyjskie - niewysokie w części południowej, podwyższające się ku północy, z wcinającymi się w ląd zatokami: The Wash, Firth of Forth, Moray Firth, Dornoch Firth. W zagięciu linii brzegowej między Półwyspem Jutlandzkim a Wyspami Wschodniofryzyjskimi jest duża Zatoka Helgolandzka. Dno łagodnie opada ku północy, w części południowej występują głębokości mniejsze od 60 m, w północnej 80 200 m. Pośrodku tkwi obszerna ławica morenowa Dogger Bank (o minimalnej głębokości 13 m), liczne są też inne ławice w południowej i północnej części morza. Na 2/3 powierzchni morza głębokości nie przekraczają 100 m. W sąsiedztwie wybrzeży skandynawskich ciągnie się głęboka Rynna Norweska (głębokości 250 - 600 m) wchodząca do Skagerraku, gdzie osiąga największą głębokość 809 m. Rynna jest prawdopodobnie pochodzenia tektonicznego, a ostatecznie uformował ją lodowiec. Innym zagłębieniem rynnowym o kierunku południkowym pośrodku morza jest Devil's Hole (237 m). W południowej części morza istnieje cały system zatopionych dolin rzecznych z okresu późnoglacjalnego, które morze zalało w ostatnich kilku tysiącach lat. Osady tworzą polodowcowe piaski, muły piaszczyste i otoczaki, z pojedynczymi blokami skalnymi. Przy brzegach holenderskich, duńskich i północnobrytyjskich występują żwiry, miejscami zdarzają się muły (w Zatoce Helgolandzkiej, w Rynnie Norweskiej). Przy brzegach północnej Szkocji są duże nagromadzenia muszli, a w części południowej morza złoża torfu i szczątki zwierząt dyluwialnych. W płytkich obszarach południowo-zachodnich tworzą się pod wpływem falowania i prądów ruchome wydmy podwodne i wędrujące mielizny, niebezpieczne dla

statków i platform wiertniczych. Klimat jest umiarkowany, kształtuje się pod wpływem Niżu Islandzkiego, a w związku z tym przez cały rok przeważają wiatry południowo-zachodnie, nasilające się zimą, kiedy nad Morze Północne nadciągają często niże przynoszące sztormy. We wschodniej części morza ponadto, w strefie dużych kontrastów między stosunkowo ciepłym powietrzem nad morzem i wychłodzonym nad Skandynawią, powstają niże lokalne, co również przyczynia się do nasilenia wiatrów. Średnia prędkość wiatru nad morzem osiąga zimą 10 - 12 m/s. Latem cyrkulacja cyklonalna słabnie, a średnia prędkość wiatru spada wtedy do 6 - 7 m/s. Temperatura powietrza dzięki stałemu napływaniu powietrza morskiego utrzymuje się przez cały rok powyżej 0°C: w lutym średnia miesięczna temperatura wynosi 5 - 6,5°C w zachodniej części morza i 0°C na wschodzie, latem temperatura jest przeważnie jednakowa nad całym morzem - od 15°C na północy do ok. 17°C na południu (w sierpniu). Roczna suma opadów w południowej części morza wynosi 500 mm, w kierunku północnym zwiększa się do 1000 mm. W ciągu całego roku częste są mgły, szczególnie przy brzegach. Do morza wpada wiele rzek: Ren, Wezera, Łaba, Skalda, Tamiza i in. Tylko największe rzeki doprowadzają w sumie 133,5 km3 wody rocznie. Temperatura wody w zimie (luty) obniża się z zachodu na wschód od 7 do 2°C (przy brzegach Danii). Konwekcja na ogół sięga dna i wyrównuje temperaturę w pionie, z wyjątkiem obszarów północnych morza i Rynny Norweskiej, gdzie temperatura w warstwie przydennej nie zmienia się prawie wcale w ciągu roku i wynosi 1,5-2°C. Latem temperatura wody znacznie wzrasta, szczególnie w płytkowodnych rejonach południowych i w sierpniu w części południowej wynosi 17°C, przy granicy północnej 13°C. W części południowej i środkowej morza nagrzewanie obejmuje całą warstwę wody aż do dna, w części północnej tworzy się termoklina na głębokości 30-40 m, która zanika jesienią. Rozkład zasolenia jest uwarunkowany napływami wód z oceanu: najwyższe wartości, do 35,25‰, obserwuje się w północno-zachodniej części morza, w części środkowej na powierzchni 34,8 - 35,1‰, a przy dnie 35,0 - 35,1‰ i dalej w kierunkach na południe i wschód zasolenie spada do 29 – 30‰. W głębszych rejonach we wschodniej części morza latem powstaje na głębokości ok. 30 m haloklina zanikająca zimą. Ogólnie wody Morza Północnego są słabo uwarstwione, a szczególnie jednorodne w pionie są pod względem zasolenia. Przezroczystość wody jest niewielka: przy brzegach południowych wynosi 7 - 8 m, a tylko na otwartym morzu osiąga latem 15 - 17 m, natomiast zimą wskutek zmącenia wody przez silne falowanie może zmaleć do 2 - 5 m.

Ryc. 31. Obszar Morza Północnego

Ryc. 32. Temperatura wody (sierpień) i prądy w Morzu Północnym oraz zasolenie wód powierzchniowych

Barwa wody jest od jasnoniebieskiej na głębszych wodach do jasnozielonej na płytkowodziu. Wody są dobrze zaopatrzone w tlen. Największe nasycenie występuje w północnej części morza, gdzie osiąga 95- 116% na powierzchni i 83 - 102% przy dnie, w kierunku południowym nieco się zmniejsza, najmniejsze jest w niektórych zatokach, np. w Zatoce Helgolandzkiej miejscami spada do 53%. Cyrkulacja wód ma układ cyklonalny. Wody atlantyckie wchodzą od północy między Orkadami i Szetlandami, a częściowo na północ od Szetlandów i kierują się na południe wzdłuż brzegów brytyjskich, drugi strumień wód oceanicznych płynie z zachodu przez Cieśninę Kaletańską i oba prądy łączą się, podążając razem na północny wschód wzdłuż brzegów kontynentu, przy Półwyspie Jutlandzkim zaś, odchylają się na północ w kierunku Skagerraku. Główna część tych wód wraz z wodami bałtyckimi kieruje się przy brzegach skandynawskich na północ i przechodzi do Morza Norweskiego. Ten cyklonalny ruch wody w morzu związany jest z ustrojem wiatrów, rozkładem gęstości wody i działaniem siły Coriolisa. Pływy są głównie półdobowe o znacznej rozpiętości. Fala pływowa dociera z oceanu od północy i zachodu (przez Cieśninę Kaletańską), na skutek czego w morzu występują dwa systemy amfidromiczne (z punktami amfidromicznymi na wschód od Dogger Bank i na północ od Dover). Wysokość pływów jest zróżnicowana: pływy

syzygijne przy północnych brzegach brytyjskich wynoszą 3-4,5 m, wzdłuż brzegów wschodnich Wielkiej Brytanii wysokość ich rośnie w kierunku południowym do 4 - 7 m, w kierunku wschodnim zmniejsza się (w Zatoce Helgolandzkiej 2 - 3 m, przy brzegach norweskich w Skagerraku nie przekracza 1,5 m). Prędkość prądów pływowych jest wszędzie duża, nawet na otwartym morzu dochodzi do 100 - 150 cm/s, na płytkowodziu i w cieśninach przekracza 200 cm/s. Te silne prądy wymywają miękkie ławice i przyczyniają się do tworzenia wysokich, przemieszczających się przy dnie wydm (z prędkością rzędu 1,75 km/3 miesiące).

Ryc. 33. Regionalizacja hydrograficzna Morza Północnego i Morza Bałtyckiego według G. Dietricha

Regiony: A - przez cały rok homohaliczny, w tym: A, - okresowo lub przez cały rok uwarstwienie termiczne, A2 - przez cały rok homotermia, B - okresowo lub przez cały rok uwarstwienie haliczne, w tym: B, - w warstwie nakrywowej słabo zaznaczony, w warstwie przydennej regularny przebieg roczny zasolenia, B2 - w warstwie nakrywowej słabo zaznaczony, w warstwie przydennej nieregularny przebieg roczny zasolenia. R, - w warstwic nakrywowej silnie zaznaczony. w warstwie przydennej regularny przebieg roczny zasolenia Morze odznacza się ponadto wielkimi wahaniami eolicznymi poziomu wody. Wiatry sztormowe mogą wywoływać podniesienie się

poziomu morza o 1,5 - 2,5 m (maksymalnie 3 m i więcej) ponad zwykły przypływ wód. Wielkie sztormy powodują katastrofy powodziowe pochłaniające wiele tysięcy ofiar (np. podczas katastrofy holenderskiej z pierwszego na drugi dzień lutego 1953 r.). Podczas sztormów zimowych rozwija się duże falowanie, o wysokości fali przy północno-wschodnich brzegach Wysp Brytyjskich do 8 m (maksymalnie 10,7 m), w płytszych rejonach środkowych i południowych falowanie jest mniejsze, rzędu 4,5 m przy wietrze 20 m/s. Zjawiska lodowe prawie nie występują dzięki wpływom ciepłych wód atlantyckich. Lód pojawia się tylko w wysłodzonych wodach południowych i przy wybrzeżu Jutlandii. W surowe zimy liczba dni z lodem w różnych punktach może wynosić 50130. Morze Północne ma wyjątkowe znaczenie gospodarcze. Otaczają je wysoko rozwinięte gospodarczo kraje, stanowi wielki węzeł dróg morskich i drogę żeglugową na Morze Bałtyckie. Morze jest bardzo żyzne i tworzy ważny rejon rybołówstwa: istnieje tu wielka obfitość śledzia, poławia się też makrele, flądry, plamiaki, dorsze, homary, ostrygi, omułki i langusty (obecnie występuje stan przełowienia). Wielkie są tu zasoby gazu ziemnego i ropy naftowej (bogate pola roponośne Ekofisk i wiele innych). Nad morzem skupione są wielkie porty świata: Antwerpia w Belgii, Rotterdam i Amsterdam w Holandii, Londyn, Newcastle, Hull w Wielkiej Brytanii, Hamburg, Brema i Wilhelmshaven w Niemczech, Goteborg w Szwecji, Oslo i Bergen w Norwegii.

3.10. MORZE BAŁTYCKIE Jest to śródkontynentalne morze Oceanu Atlantyckiego w Europie Północnej, położone w obrębie prekambryjskiej platformy wschodnioeuropejskiej i platformy paleozoicznej, obszarze silnie podnoszącym się w postglacjale, osłonięte od północnego zachodu Półwyspem Skandynawskim, a połączone z oceanem przez Morze Północne i Skagerrak za pośrednictwem cieśnin: Wielki i Mały Bełt, Sund oraz Kattegat. Granica morza prowadzi od północnego cypla Jutlandii przylądka Grenen do szkieru Pater Noster i wyspy Tjorn na brzegu szwedzkim. Powierzchnia morza wynosi 415 000 km2, objętość 21700 km3, średnia głębokość 52 m, maksymalna głębokość 459 m (głębia Landsort), powierzchnia zlewiska 1721233 km2 (17% powierzchni kontynentu europejskiego). Główne rzeki to: Newa (2530 m3/s), Wisła (1010 m3/s), Kemi (578 m3/s), Gota (575 m3/s), Niemen, Odra, Lule, Angerman, Dźwina i in. W sumie w okresie 1951-1970 dopływ rzeczny wynosił 14967 m3/s (473 km3 rocznie), co stanowi 2,2% objętości całego

morza (Water balance... 1988). Ogółem do Morza Bałtyckiego wpada ponad 250 rzek. Morze Bałtyckie jest bardzo młode, rozwinęło się u schyłku plejstoceniu i w holocenie. Po ustąpieniu lodowca powstało najpierw Bałtyckie Jezioro Lodowe zamknięte od zachodu, z prawdopodobnym połączeniem na północnym wschodzie z Morzem Białym. Jezioro to ok. 8000 lat temu zaczęło wysychać, następnie transgresja oceaniczna doprowadziła do połączenia tego zbiornika wodnego z oceanem przez środkową Szwecję. Podniesienie się lądu spowodowało przerwanie połączenia i ponowną zamianę morza w jezioro ok. 7000 lat temu. Kilka faz kolejnych transgresji doprowadziło znowu do połączenia Morza Bałtyckiego z Oceanem Atlantyckim przez cieśniny duńskie. Linia brzegowa współczesnego morza jest bardzo urozmaicona, z wieloma zatokami i zalewami głęboko wchodzącymi w ląd, jak zatoki: Botnicka, Fińska, Ryska, Gdańska i in. Skandynawskie brzegi są skaliste i wysokie, południowe niskie, piaszczyste, miejscami z polami wydmowymi. Tu znajduje się wiele piaszczystych mierzei odcinających płytkie zalewy. Północne brzegi zatok: Fińskiej i Botnickiej, jak również środkowe wybrzeże Szwecji usiane są mnóstwem niewielkich skalistych wysepek - szkierów. Cale Morze Bałtyckie leży w szelfie o nierównym dnie i niewielkiej na ogół głębokości, dzieli się jednak na głębsze baseny, rozdzielone progami. W zachodniej części morza znajduje się Basen Bornholmski z głębią 105 m, oddzielony progiem Rynny Słupskiej od Głębi Gdańskiej (118 m) i Basenu Gotlandzkiego (w jego części wschodniej występuje głębokość 250 m, natomiast pod Sztokholmem maksymalna głębokość 459 m). Baseny Zatoki Botnickiej oddzielają od właściwego Morza Bałtyckiego Wyspy Alandzkie (płytkie Morze Archipelagowe) i Morze Alandzkie o maksymalnej głębokości 301 m (Kvarken Południowy). Botnik Południowy (293 m) oddziela od Botniku Północnego (156 m) cieśnina Kvarken Północny. Morze Bałtyckie ma wiele wysp, największe z nich to: Fionia, Zelandia, Lolland, Falster i wiele innych w Morzu Bełtów oraz Bornholm, Rugia, Gotlandia, Olandia, Sarema, Hiuma i in. u brzegów Estonii oraz mrowie Wysp Alandzkich i pojedyncze wyspy w Zatoce Botnickiej. Osady morza są zróżnicowane, na ogół niewielkiej miąższości, miejscami brak ich zupełnie. Na głębokościach ponad 80 m dno wyścielają muły, płycej są przemieszane z piaskiem, płycizny i mielizny zaś pokrywają osady piaszczyste. Na dnie spotyka się głazy pochodzenia lodowcowego.

Klimat jest umiarkowany, przejściowy, od morskiego do kontynentalnego; pozostaje głównie pod wpływem Niżu Islandzkiego i Wyżu Syberyjskiego, szczególnie zimą. Panują wtedy wiatry zachodnie i południowo-zachodnie i przemieszczają się często niże atlantyckie, z wiatrami sztormowymi z północy trwającymi kilka dni. Temperatura powietrza najzimniejszych miesięcy (styczeń-luty) wynosi ok. -3°C w południowej i środkowej części morza oraz od -5 do -8°C w północnej i wschodniej. W północnej części Zatoki Botnickiej i na wschodzie Zatoki Fińskiej temperatura powietrza może obniżać się do -30, a nawet -40°C po wtargnięciu powietrza arktycznego. W zimie nad morzem częste są mgły. Na wiosnę słabnie wpływ Wyżu Azjatyckiego i Niżu Islandzkiego. Latem przejawia się wpływ Wyżu Azorskiego i przeważają słabe lub umiarkowane wiatry zachodnie. Średnia temperatura powietrza w lipcu wynosi 14-15°C w Zatoce Botnickiej i 16-18°C w pozostałej części morza. Opady wynoszą średnio 613 mm, co odpowiada 254,5 km3/rok (w okresie 1951-1970), parowanie - 510 mm, co odpowiada 208 km3/rok. Nadmiar wód słodkich (rocznie ok. 520 km3) spływa do Morza Północnego. Znaczny napływ wód słonych z Morza Północnego jest trudny do oszacowania ze względu na dużą rozbieżność danych. Temperatura wody w górnej warstwie obniża się z południowego zachodu na północny wschód. W lutym temperatura w otwartym morzu wynosi 2°C i obniża się w kierunku brzegów do 0° i nieco poniżej. Konwekcja zimowa obejmuje warstwę 50-60 m. Letnie nagrzewanie wody sięga do 20-30 m w głąb. W lipcu-sierpniu izoterma 15°C przechodzi przez część środkową morza od Zatoki Fińskiej do głębi Landsort, przy brzegach południowych i wschodnich podwyższa się do ponad 17°C, a w kierunku północnym w Zatoce Botnickiej obniża się do 12-13°C. W Morzu Bałtyckim występuje corocznie częściowe zlodzenie wód. W północnej części Zatoki Botnickiej lód pojawia się już w październiku, lecz na ogół sezon lodowy zaczyna się w listopadzie, a maksimum rozwoju pokrywy lodowej przypada na marzec. Jej zanik trwa od przełomu marca-kwietnia do maja, jednakże w północnej części Zatoki Botnickiej lód zalega do początku lipca. Podczas surowych zim zlodzenie obejmuje całe morze, stwarzając szczególnie ciężkie warunki żeglugowe na płytkich wodach w zachodniej części Morza Bałtyckiego i w Morzu Bełtów. Grubość lodu osiąga wtedy 50-70 cm. Zasolenie wody zmniejsza się stopniowo od cieśnin duńskich (ponad 18‰ u wylotu do Kattegatu) w kierunku wschodnim i wynosi: 8-9°/00 w zachodniej części Morza Bałtyckiego, 8 – 7‰ w południowej części, 7 – 6‰ w Basenie

Gotlandzkim i poniżej 1‰ we wschodniej części Zatoki Fińskiej oraz 2,5‰ w północnej części Zatoki Botnickiej.

Ryc. 34. Ukształtowanie dna Morza Bałtyckiego według W. Giere'a

Ryc. 35. Zasolenie (a) (S‰)) i temperatura wody (b) (T°C) Morza Bałtyckiego w przekroju od cieśnin duńskich do wierzchołka Zatoki Fińskiej w sierpniu według ł. M. Soskina

Termiczna i zasoleniowa struktura wód morskich jest wielowarstwowa. Zasadniczo wyróżnia się dwie warstwy: górną izohalinową warstwę wód wysłodzonych i dolną izotermiczną warstwę wód słonych pochodzenia oceanicznego. Latem pojawia się jeszcze jedna warstwa nagrzanych przy powierzchni wód z termokliną

Ryc. 36. Struktura termohaliczna wód bałtyckich według A. Voipiego

sezonową występującą zazwyczaj na głębokości 15 - 20 m, pod nią zalega izohalinowa warstwa wody wytworzona wskutek mieszania przez falowanie i konwekcje z warstwą wody zimnej u dołu pochodzącą z poprzedniego okresu zimowego. Głębinowe wody pochodzenia oceanicznego dzieli się na pośrednie wody słone pod halokliną i stagnujące wody przydenne wymieniane okresowo przez silniejsze wlewy wód Morza Północnego. Warstwy skoku temperatury i zasolenia (termoklina i haloklina) utrudniają pionową wymianę wód, są strefami gromadzenia się opadających drobnych organizmów, szczątków organicznych i nieorganicznych oraz innych zanieczyszczeń. Wlewy z Morza Północnego są nieregularne, wzmagają okresowo cyrkulację wód w pionie i przyczyniają się do odnawiania wód przydennych (zaopatrywanie w tlen, wynoszenie w górne warstwy soli biogenicznych). Silne wlewy, zdarzające się raz na kilka lub kilkanaście lat, wnoszą duże ilości wody słonej (np. ponad 200 km3 na przełomie roku 1951/1952) z przeciętną prędkością wynoszącą kilka centymetrów na sekundę i docierają po kilku miesiącach do północnych partii Głębi Gotlandzkiej. W górnej warstwie następuje odpływ wód z Morza Bałtyckiego ze średnią prędkością 10- 60 cm/s. Cyrkulacja wód w powierzchniowej warstwie morza zależy głównie od rozkładu i siły wiatrów. Jesienią i zimą, przy silnych i długotrwałych wiatrach, prędkość prądów dryfowych może osiągać 100150 cm/s. Ogólna cyrkulacja wód wykazuje skręt cyklonalny: prąd wypadkowy przy południowych brzegach morza ma kierunek wschodni, dalej północny, a przy brzegach szwedzkich prąd schodzi na południe w kierunku cieśnin duńskich. Pośrodku morza tworzą się odrębne zawirowania. Podczas silnych sztormów na obszarze morza powstają liczne wiry lokalne, powodujące intensywne mieszanie się wód w pionie. Falowanie w niewielkim i płytkim Morzu Bałtyckim nie osiąga dużych rozmiarów. Wysokość fali w otwartym morzu nawet w okresach sztormowych nie przekracza na ogół 2,5 - 3,5 m, przy długości fali 40 70 m. Fale są krótkie i strome. Przy Olandii i przylądku Rozewie notowano jednak fale wysokości 9 - 11 m. Podczas sztormów powstają znaczne podpiętrzenia, względnie obniżenia poziomu wód u brzegów morza. Rozpiętość wahań poziomu wynosi przy południowych brzegach morza od + 3,37 m w Lubece i -2,52 m we Flensburgu do ok. ± 1 m w Bałtyjsku. We wschodniej części Zatoki Fińskiej fala spiętrzenia wchodząca z otwartego morza powoduje podnoszenie się poziomu wód do 4 m i katastrofalne powodzie w Leningradzie. Powodzie sztormowe zdarzają się również przy polskich brzegach morza w portach, jeziorach

przybrzeżnych i zalewach. Pływy w Morzu Bałtyckim są niewielkie, głównie półdobowe, zmniejszające się z zachodu na wschód, rosnące we wschodniej części skrajnej Zatoki Fińskiej i północnej skrajnej Zatoki Botnickiej (w Kilonii 0,7 m, Kronsztadzie 0,1 m, Zatoce Botnickiej do 0,6 m). Morze Bałtyckie można porównać do ogromnego fiordu lub ujścia rzeki, albo gigantycznego portu, będącego pod silną presją procesów antropogenicznych: w obszarze zlewiska mieszka 140 mln ludzi, koncentruje się 15% przemysłowej produkcji światowej i 22% handlu światowego, ponadto wielki jest ruch żeglugowy - 70 000 statków przepływa rocznie przez Kanał Kiloński, z portów Szlezwika-Holsztynu wychodzi 25 000 promów, równocześnie tysiące statków rybackich operuje na Morzu Bałtyckim, płynie na Morze Północne i oceany. Skutkiem takiego stanu jest wielkie obciążenie tego małego morza i trudny do rozwiązania problem zanieczyszczeń grożący degradacją morza. Większą część ścieków odprowadza się do morza bez oczyszczania, obficie dopływają substancje biogeniczne, m.in. z nawożenia rolniczego, co powoduje niespotykany dotychczas rozwój planktonu i niektórych gatunków ryb, np. śledzia. Następuje w związku z tym zakłócenie równowagi biologicznej morza. Obserwuje się ponadto niekorzystny dla odnawiania wód naturalny proces oceanizacji Morza Bałtyckiego. Jednym z następstw tych procesów jest pogarszanie się warunków tlenowych w głębinowych warstwach wody i od lat sześćdziesiątych, bieżącego wieku zaczął się pojawiać regularnie i na dużych obszarach siarkowodór, powodujący powstawanie w morzu „pustyń azoicznych". Obserwuje się też groźne zatrucia wód metalami ciężkimi, olejami, bardzo niebezpiecznymi zrzutami natury wojskowej (m.in. iperyt). Nasilenie się rekreacji i turystyki nadmorskiej prowadzi do dewastacji plaż. Sprawy te starają się regulować międzynarodowe organizacje: International Counsil for the Exploration of the Sea - ICES (Międzynarodowa Rada Badań Morza w Kopenhadze), Intergovernmental Maritime Consultative Organization - IMCO (Międzyrządowa Morska Organizacja Doradcza), Helsinki Commision, czyli Baltic Marine Environment Protection Commision - HELCOM (Komisja Helsińska), Conferenc of Baltic Oceanographers - CBO (Konferencja Oceanografów Bałtyckich), Committe of Baltic Marine Biologists - BMB (Komitet Bałtyckich Biologów Morza), choć na razie mało skutecznie. Nad Morzem Bałtyckim leży sześć państw: Dania, Szwecja, Finlandia, były Związek Radziecki, Polska, Niemcy, a do zlewiska tego

morza należą jeszcze skrawki obszarów Norwegii i Czechosłowacji. Ważniejsze z licznych portów to: Szczecin, Gdańsk i Gdynia w Polsce, Lubeka, Kilonia, Rostock w Niemczech, Kopenhaga w Danii, Goteborg, Sztokholm i Norrkoping w Szwecji, Helsinki i Turku w Finlandii, Leningrad, Tallin, Ryga i Kaliningrad w Związku Radzieckim.

Ryc. 37. Strefa siarkowodorowa w Głębi Gotlandzkiej wiosną 1969 r. 02 - tlen rozpuszczony (m/l), H2S - siarkowodór (ml/l)

3.11. KANAŁ LA MANCHE Jest to morze (cieśnina) między wybrzeżem Francji a Wielką Brytanią, uznane przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębny obszar morski. Wraz z Cieśniną Kaletańską łączy Morze Północne z Oceanem Atlantyckim. Granice morza są liniami umownymi przebiegającymi: od wybrzeża bretońskiego wzdłuż 48°28' szer. geogr. pn. 'do wyspy Ouessant, a następnie do przylądka Land's End na Półwyspie Kornwalijskim oraz od strony Morza Północnego od latarni morskiej de Walde (1°55' szer. geogr. wsch.) we Francji do Leathercoat Point w Anglii (51°10' szer. geogr. pn.) w Cieśninie Kaletańskiej. Powierzchnia morza wynosi 91 200 km2, objętość 4400 km3, średnia głębokość 48 m (na trasie żeglugowej 23,5 - 172 m),

długość 578 km, średnia szerokość 158 km (32 - 250 km). Głębokości na torze wodnym (farwaterze) zwiększają się ze wschodu na zachód. W części wschodniej występują piaszczyste mielizny, w zachodniej wydłużone, równolegle do osi cieśniny zagłębienia rynnowe, przypuszczalnie pochodzenia tektonicznego (większe) lub powstałe wskutek erozyjnego działania prądów pływowych (mniejsze formy). W wielu miejscach prądy powodują odsłonięcie skał pierwotnych i przeciwdziałają trwałej akumulacji osadów. Przy brzegach Francji występują nagromadzenia obrobionych otoczaków nie ulegających wpływom prądów. Przy brzegach Wielkiej Brytanii zalegają piaski kwarcowe pochodzące z niszczenia wychodni czerwonego piaskowca. W środkowej części cieśniny osad składa się z rozdrobnionych szczątków muszelek i mszywiołów. Osady piaszczyste z części wschodniej cieśniny są stale przenoszone przez Cieśninę Kaletańską od Morza Północnego. Klimat morza jest umiarkowany, pogoda bywa zazwyczaj wietrzna, deszczowa, z dużym zachmurzeniem. Właściwości wody są silnie zróżnicowane przestrzennie, a ich zmiany w czasie zachodzą bardzo gwałtownie. Temperatura wody powierzchniowej zimą (luty) wynosi od 10°C przy wylocie cieśniny do Oceanu Atlantyckiego do 6-6,5°C w Cieśninie Kaletańskiej, natomiast latem obserwuje się przy obu brzegach temperatury od 16,5 do ponad 17°C, pośrodku cieśniny temperatura wody obniża się poniżej 15,5°C, a od strony oceanu wynosi 15 -16°C (dane z 1935 r.; obecnie notuje się podwyższenie temperatury o co najmniej 0,5°C). Zasolenie najwyższe jest zimą i wynosi 35,3‰ w części zachodniej, a 35,0‰ na krańcu wschodnim cieśniny; latem obniża się o 0,l -0,5‰ wskutek dopływu wód rzecznych. Znaczne zmiany warunków termohalicznych zachodzą także w poszczególnych latach. Na wschód od 2° dł. geogr. zach. wody w pionie są izohaliczne i izotermiczne przez cały rok wskutek silnego mieszania przez pływy, natomiast na zachód od 3° dł. geogr. zach. występuje silna termoklina, pod którą temperatura wody nie przekracza 10- 11°C. Przebieg termokliny zakłócają w niektórych latach letnie sztormy. Zimą wody przemieszczają się w kierunku wschodnim; latem na powierzchni wody odpływają od brzegów, natomiast napływają przy dnie. Nieregularne ruchy wody mogą występować o każdej porze roku. Ogólny przepływ do Morza Północnego mogą odwracać wiatry wiejące znad tego morza. Pływy są na ogół duże. Podczas syzygium prąd pływowy osiąga (w cieśninie Race of Alderney u półwyspu Cotentin) 5 m/s. Ogólnie rzecz biorąc występują jednak duże odchylenia od przedstawionego tu średniego stanu morza. Kanał La Manche jest przede wszystkim bardzo uczęszczaną drogą

wodną łączącą wielkie porty Europy z Oceanem Atlantyckim. Główne porty nad brzegiem samego kanału to: Dover, Portsmouth, Southampton i Plymouth w Wielkiej Brytanii oraz Calais, Hawr i Cherbourg we Francji. Nazwa morza pochodzi od fr. manche - rękaw.

3.12. KANAŁ BRISTOLSKI Jest to zatoka między Półwyspem Kornwalijskim a południowymi brzegami Walii, uznana przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębne morze. Od Oceanu Atlantyckiego oddziela ją linia umowna biegnąca w kierunku północno-zachodnim od Trevose Head w Kornwalii (5° dł. geogr. zach.) do Wyspy Skomer i następnie do St. David's (Wooltack Point; 51°44' szer. geogr. pn.) na wybrzeżu Walii. Powierzchnia Kanału Bristolskiego wynosi 11 000 km2, objętość 400 km3, średnia głębokość 36 m, maksymalna głębokość 68 m. Przy wejściu od strony północnej znajduje się zatoka Carmarthen. Zatoka zwęża się lejkowato i sięga daleko w ląd (długość 230 km), przechodząc w estuarium rzeki Severn; szerokość przy wejściu do zatoki wynosi 126 km. Duże są pływy półdobowe - do 14,4 m. Główny port to: Bristol, połączony kanałem z Londynem, Cardiff, Newport.

3.13. MORZE IRLANDZKIE, KANAŁ ŚW. JERZEGO I MORZE CELTYCKIE Położone między Wielką Brytanią i Irlandią Morze Irlandzkie wraz z północną częścią Kanału Św. Jerzego ogranicza od południa linia umowna biegnąca od Przylądka St. David's (Wooltack Point) na wybrzeżu Walii (51°44' szer. geogr. pn.) przez wyspę Skomer do przylądka Carnsore w Irlandii. Od strony południowo-zachodniej przylega do tej granicy szelfowy obszar tzw. Morza Celtyckiego (do linii umownej łączącej południowe krańce Irlandii z krańcem półwyspu Cotentin). Od północy Morze Irlandzkie jest oddzielone linią przechodzącą przez przylądek Galloway, odcinającą od południa Kanał Północny. Powierzchnia Morza irlandzkiego wynosi 47 000 km2, objętość 2000 km3, średnia głębokość 43 m, maksymalna głębokość 197 m. W środkowej części morza jest duża wyspa Man, przy brzegach Walii wyspa Anglesey; po stronie wschodniej liczne są zatoki i estuaria: Luce, Solway Firth, Morecambe, Liverpoolska, Cardigan, po stronie irlandzkiej zatoka Dundalk. Morze jest płytkowodne z rynną o kierunku południkowym (w odległości ok. 3,7 - 5,5 km od brzegów Irlandii), na którą składa się cała

seria zagłębień dna z największą głębokością w Kanale Północnym (272 m, tuż poza umowną granicą morza). W Kanale Św. Jerzego przeważają głębokości 60-80 m. W Morzu Celtyckim dno jest dość równe z głębokościami 85 - 90 m, jeśli pominąć zagłębienie Kanału Św. Jerzego (do 128 m). Na osady składają się otoczaki, piaski, piaski muliste i muły; ich miąższość wynosi do 30 m. W środkowych partiach morza przeważają otoczaki, w partiach północnych i południowych na dnie zalegają piaski, które przechodzą w piaski muliste, a na krańcach północnych morza występują muły. W Morzu Celtyckim dno pokrywają drobne piaski, miejscami piaski muliste z niewielkimi polami mułów. Uważa się, że przemieszczanie osadów zachodzi z rejonów o osadach gruboziarnistych do rejonów o osadach drobnoziarnistych. Klimat jest umiarkowany, wilgotny, z przewagą wiatrów zachodnich, nasilających się zimą. Częstość sztormów w okresie od grudnia do lutego wzrasta do 25 - 30%, natomiast latem (czerwiec-sierpień) częstość wiatrów wiejących z prędkością 16 m/s i silniejszych spada poniżej 5%. Średnia miesięczna temperatura powietrza jest przez cały rok dodatnia: w styczniu 5 - 7°C, w lipcu 13 17°C. Suma opadów w roku wynosi ok. 1000 mm. Zasilanie morza wodami rzecznymi jest znaczne, przede wszystkim z wybrzeża wschodniego, co wpływa na obniżenie zasolenia wody we wschodniej części morza. Temperatura wody zimą wynosi 5°C, latem do 16°C. Przez cały rok utrzymują się warunki homotermiczne dzięki głęboko sięgającej konwekcji zimowej i silnym prądom pływowym. Słabo zaznaczająca się warstwa skoku - termoklina - tworzy się latem tylko na północ od wyspy Man, gdzie głębokości osiągają 100 m i ponad. W Morzu Celtyckim wody są wymieszane po samo dno tylko zimą, temperatura wody wynosi wtedy ok. 8 - 9°C, latem na głębokości 30 - 40 m występuje wyraźny skok termiczny, a woda znajdująca się pod warstwą skokową zachowuje temperaturę wody zimowej. Nagrzanie warstwy górnej jest znaczne i osiąga w sierpniu 16-16,5°C. Zasolenie wody zimą jest jednorodne w pionie, choć zróżnicowanie poziome jest znaczne. Najwyższe zasolenie, 35,2 - 35,3‰, występuje w południowej części omawianego morza, znajdującej się w bezpośrednim zasięgu dopływu wód atlantyckich, następnie zmniejsza się w kierunku północnym. W Kanale Św. Jerzego zasolenie maleje wskutek dopływu wód słodkich od 34,8‰ przy wejściu południowym do 34,4‰ przy wyjściu z kanału do Morza Irlandzkiego. W samym tym morzu zasolenie obniża się do 34‰ przy wejściu do Kanału Północnego. Szczególnie duże wysłodzenie wód obserwuje się we wschodniej części morza (do

poniżej 32‰). W lecie zasolenie Morza Irlandzkiego jest jednorodne do dna, a jego rozkład poziomy niewiele się różni od rozkładu zimowego. Przewaga wiatrów zachodnich sprawia, że wody Prądu Północnoatlantyckiego napływają do Morza Celtyckiego. Odgałęzienie prądu skręca tu na północny wschód, a następnie na północ do Kanału Św. Jerzego. W Morzu Irlandzkim omawiany prąd rozgałęzia się: jedna z odnóg przechodzi do Kanału Północnegó, druga prawdopodobnie kieruje się wzdłuż wschodniego wybrzeża wyspy Man, następnie skręca zgodnie z ruchem wskazówek zegara na południe wzdłuż brzegów Anglii i, przechodząc na zachód u brzegów Walii, zamyka obieg wód we wschodniej części morza. Pływy półdobowe w Morzu Irlandzkim i Morzu Celtyckim są bardzo duże: w Zatoce Liverpoolskiej i Morecambe ich wysokość osiąga 8,4 m, przy czym najmniejsze są w rejonie południowowschodniego wybrzeża Irlandii (do 1,2 m). Znaczne są też prędkości prądów pływowych, wynoszące zależnie od rejonu od 30 - 40 do 70-100 cm/s. Sztormowe wiatry zimą sprzyjają rozwojowi silnego falowania. Największe fale, 10-12 .m, tworzą się podczas wielkich sztormów w Morzu Celtyckim w związku z dużym rozbiegiem fali przy wiatrach zachodnich. W Morzu Irlandzkim falowanie jest mniejsze z powodu ograniczonego rozbiegu fali. Głębokie mieszanie wód wskutek silnych prądów i falowania zapewnia dobre zaopatrywanie w tlen, prawie wszędzie występuje stan nasycenia. Największe stężenie fosforanów odnotowuje się zimą (ok. 0,7 µmol/l). Latem sole biogeniczne są zużywane w okresie intensywnego rozwoju fitoplanktonu i ich zawartość w wodzie zmniejsza się. Morze Irlandzkie i Morze Celtyckie odgrywają dużą rolę w gospodarce krajów północnej i zachodniej Europy. Prowadzą tędy drogi żeglugowe wiążące Wielką Brytanię z Irlandią i in. krajami. Rozwinięte jest rybołówstwo; łowi się śledzia, szprota (kilkę), dorsza, sardelę. Główne porty to: Liverpool, Birkenhead, Wallasey, Blackpool w Anglii, Belfast i Dublin w Irlandii.

3.14. WEWNĘTRZNE MORZA ZACHODNIEGO WYBRZEŻA SZKOCJI - MORZE HEBRYDZKIE I MORZE SZKOCKIE Są to wody Oceanu Atlantyckiego Północnego między zachodnim wybrzeżem Szkocji, północnym krańcem Irlandii i archipelagiem Hebrydów (ok. 500 wysp). Od oceanu oddziela je granica umowna biegnąca od przylądka Bloody Foreland w Irlandii do przylądka Barra w południowo-zachodnim krańcu ciągu Hebrydów, dalej przez te wyspy do północnego przylądka Dutt of Lewis, po czym do przylądka Wrath u podnóża Gór Kaledońskich w Szkocji. Od Morza Irlandzkiego na

południu dzieli je granica odcinająca od południa Kanał Północny na wysokości przylądka Galloway w Szkocji i biegnąca w kierunku południowo-zachodnim do Irlandii. Powierzchnia tych mórz wynosi 47 000 km2, objętość 3000 km3, średnia głębokość 64 m, maksymalna głębokość 137 m. W północnej części obszaru znajduje się Morze Szkockie, między Górami Kaledońskimi i dużymi wyspami Skye i Lewis. Na południu odgałęzia się cieśnina Inner Sound. Od zachodu istnieje połączenie z oceanem przez Cieśninę Harrisa. Od południa sąsiaduje z Morzem Szkockim Morze Hebrydzkie. U brzegów Szkocji występują liczne cieśniny i odnogi morskie: Firth of Lorne, Loch Linnhe, cieśnina Jura, Firth of Clyde i in.

3.15. ZATOKA BISKAJSKA W myśl instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jest to morze między zachodnim wybrzeżem Francji a północnymi brzegami Hiszpanii, oddzielone od Oceanu Atlantyckiego linią umowną biegnącą od wyspy Ouessant koło cypla Półwyspu Bretońskiego do przylądka Ortegal pod miastem La Coruńa w Hiszpanii. Powierzchnia tego morza wynosi 200 000 km2, objętość 302 000 km3, średnia głębokość 1510 m, maksymalna głębokość 5100 m. Klimat jest podzwrotnikowy, w części północnej (Bretania) umiarkowany. Obfity jest dopływ wód słodkich z Loary i Garonny (łącznie prawie 50 km3/rok). Temperatura wody powierzchniowej zimą (luty) wynosi od 9°C przy Półwyspie Bretońskim do 12°C przy przylądku Ortegal, natomiast latem (sierpień) odpowiednio 17 i ponad 19°C (koło San Sebastian). Zasolenie wód otwartych w zimie (luty) osiąga 35,5-36‰, przy brzegach Francji poniżej 34‰ (na przedpolu ujścia Loary); latem zasolenie na granicy z oceanem wynosi 35,5‰ i zmniejsza się w kierunku wschodnim do poniżej 34‰ przy brzegach Francji. Morze jest znane z częstych i niebezpiecznych dla statków sztormów. Pływy są półdobowe, do 6,7 m. Łowi się tu sardynki, sardelę, tuńczyka, prowadzi się hodowlę ostryg. Główne porty to: Brest, Saint-Nazaire, Bordeaux we Francji oraz San Sebastian, Bilbao, Santander w Hiszpanii.

3.16. MORZE ŚRÓDZIEMNE Jest morzem między Europą, Afryką i Azją Mniejszą, otoczonym zewsząd lądem, z wyjątkiem wąskiej Cieśniny Gibraltarskiej łączącej je z Oceanem Atlantyckim. Od wschodu sąsiaduje z Morzem Czarnym, które niekiedy włącza się do jego obszaru. Powierzchnia Morza Śródziemnego

wynosi 2,505 mln km2 objętość 3,603 mln km3, średnia głębokość 1438 m, maksymalna głębokość 5121 m, wraz z Morzem Czarnym jego powierzchnia ma 3,020 mln km2, objętość 4,380 mln km3, średnia głębokość 1450 m (Dietrich 1970). Rozciągłość równoleżnikowa Morza Środziemnego wynosi 3740 km, południkowa średnio 600 km, a maksymalna 1800 km (bez uwzględniania Morza Czarnego); Charakterystyczną cechą Morza Śródziemnego jest przeplatanie się lądu i morza oraz duża izolacja tego morza przez obszary lądowe i wysokie góry, szczególnie od strony północnej. Linia brzegowa jest bardzo rozwinięta, przede wszystkim na północy. Są tu cztery wielkie półwyspy: Iberyjski, Apeniński, Bałkański i Azja Mniejsza, o różnych typach brzegów i stopniu ich rozczłonkowania. Brzegi południowe są mało urozmaicone, w części środkowej wybrzeże głęboko wchodzi w kontynent afrykański. Są tam dwie zatoki: Mała Syrta, zwana też zatoką Kubis (fr. Gabes) i Wielka Syrta. Na wschodnim krańcu południowego wybrzeża znajduje się aluwialna delta Nilu (24 000 km2) z wielkim stożkiem napływowym na jej przedpolu morskim. Inny stożek, podobnej wielkości, formują wody Rodanu na stoku kontynentalnym. Morze Śródziemne dzieli się na Basen Zachodni i Basen Wschodni wzdłuż linii umownej łączącej zachodni przylądek Baco o Lilibeo na Sycylii z przylądkiem Ras at Tib w Tunezji.:- W innym podziale wydziela się baseny: l) Algiersko-Prowansalski z granicą-wschodnią biegnącą linią łamaną od wschodniego przylądka Passero na Sycylii do granicy między Małą i Wielką Syrtą na brzegu afrykańskim; 2) Centralny z granicą wschodnią od Peloponezu (Maleas) do zachodniego krańca Krety, do Przylądka Et Tin i dalej do brzegu afrykańskiego; 3) Lewantyński - na wschód od tej ostatniej granicy (Łomniewski i in., 1974). Z kolei w poszczególnych basenach wydziela się morza. W podziale Międzynarodowego. Biura Hydrograficznego w Monako uwzględniono: w Basenie Zachodnim - Cieśninę Gibraltarską, Morze Alborańskie, Morze Balearskie (Iberyjskie), Morze Liguryjskie, Morze Tyrreńskie; w Basenie Wschodnim - Morze Jońskie, Morze Adriatyckie, Morze Egejskie. Poza granicami tych basenów znajdują się ponadto morza: Marmara, Czarne i Azowskie. Podział ten nie uwzględnia innych obszarów Morza Sródziemnego nazywanych również morzami, np. morza: Sycylijskie, Syrty (Libijskie), Kreteńskie, Trackie, Mirtejskie, Cypryjskie, Lewantyńskie. Morze Śródziemne ma wiele rysów topograficznych charakterystycznych dla basenów oceanicznych. Szelf jest przeważnie wąski - średnia szerokość 10 - 20 km, miejscami jeszcze węższy,

niekiedy jednak ma 50 - 60 km. Stok kontynentalny jest stromy, pocięty kanionami (Riwiera Francuska i zachodni brzeg Korsyki). Baseny: Zachodni i Wschodni dzieli płytki próg Cieśniny Sycylijskiej (głębokość ok. 400 m) i Cieśnina Mesyńska. Wiele jest wysp w obrębie tego morza, szczególnie na obszarze mórz: Jońskiego i Egejskiego. W dnie Basenu Wschodniego nie można wyróżnić większych płaskich obszarów, dużą jego część zajmuje grzbiet środkowy (Grzbiet Śródziemnomorski) ciągnący się falistą linią od Cypru po Półwysep Apeniński oraz seria zagłębień wzdłuż łuku wysp Morza Egejskiego i po zachodniej stronie Półwyspu Bałkańskiego. Tu, w Rowie Helleńskim, morze osiąga największe głębokości. Jest to obszar stosunkowo młody o dużych deformacjach tektonicznych. Basen Zachodni, płytszy i starszy, składa się głównie z płaskiej Abysalnej Równi Balearskiej i usianego górami podwodnymi Morza Tyrreńskiego - rejonu silnie wulkanicznego. Osady mają wyraźną przewagę materiału wapiennego, poza tym występuje detrytus przynoszony przez wiatry i prądy, materiał wulkanogeniczny i terygeniczny. Materiały denne są dobrze wysortowane: przy brzegach występują głównie piaski, głębsze partie szelfu i stoku kontynentalnego pokrywają muły z domieszką piasku, dno basenu wyścielają muły wapienne. W basenach zachodnich, w mułach znajdują się gruboziarniste przewarstwienia, prawdopodobnie złożone tam przez prądy. Pod dnem zalegają grube pokłady soli. Klimat Morza Śródziemnego to szczególny typ klimatu zwany śródziemnomorskim lub „klimatem oliwki". Jest uwarunkowany położeniem morza w strefie podzwrotnikowej, dużą rozciągłością równoleżnikową zbiornika, obrzeżeniem znacznymi masami lądów z pasmami górskimi, które ograniczają wpływ niżów atmosferycznych (niosących polarne masy powietrza). Cechy tego klimatu to: dodatni bilans promieniowania, wpływ mas powietrza zwrotnikowo-kontynentalnego znad Azji Mniejszej, południowo-wschodniej Europy i północnej Afryki w porze letniej, przesunięcie się frontu polarnego na południe (3040° szer. geogr. pn.) z częstymi układami niżów i polarno-morskimi masami powietrza w zimie, duża rola Wyżu Azorskiego przynoszącego masy powietrza zwrotnikowo-morskiego. Czynniki te sprawiają, że zimy są umiarkowanie chłodne (średnia temperatura stycznia 5 -18°C), nie ma silnych mrozów, opady występują zimą nad południową częścią morza, zaś na północy wiosną i jesienią; upalne jest lato (średnia temperatura lipca 23 - 28°C, z maksymalnymi temperaturami 35 - 40, a nawet 45°C), z małym zachmurzeniem, niewielką ilością opadów i deficytem wilgoci. Charakterystyczne są nad obszarem tego morza wiatry lokalne:

etezyjskie we wschodniej części morza - suche, o cechach letniego pasatu; gorące i suche sirocco wiejące z południa lub ze wschodu (temperatura 40-50°C, wilgotność 2-5%), wiatry znad pustyń Afryki i Półwyspu Arabskiego (samum w Algierii i Syrii, szargi w Maroko), mistral - chłodny i suchy wiatr z lądu w Prowansji i Langwedocji, hora - zimny wiatr na wybrzeżu dalmatyńskim, bryzy morskie, wiatry fenowe w dolinie Padu, wiatry monsunowe - od strony morza. Ogólnie w części zachodniej morza występują wiatry zachodnie, w części wschodniej wiatry północno-zachodnie i północne. Lato jest słoneczne, o małej wilgotności powietrza (50-60% przy brzegach europejskich). W chłodnej porze roku zachmurzenie wynosi 45-50%, wilgotność 85%. W rejonach nadmorskich okres wegetacyjny trwa cały rok; średnia temperatura dobowa nie spada poniżej 5°C. Opady są bardzo zróżnicowane: od poniżej 200 mm przy brzegach Afryki do ponad 3000 mm w Zatoce Kotorskiej, a lokalnie nawet do 6433 mm, zależnie od ekspozycji brzegu. Oceny ilości opadów nad Morzem Śródziemnym są różne, ostatnio szacuje się ich wysokość na 390 mm rocznie, co odpowiada objętości ok. 1000 km3. Dopływ rzeczny jest stosunkowo mały i wynosi 430 km3/rok. Parowanie ocenia się na 1250 mm, czyli 3130 km3/rok. Deficyt wody słodkiej w Morzu Śródziemnym wynosi więc 1700 km 3/rok, przy czym łagodzi go napływ wód przez cieśniny w ilości rocznie: 1520 km3 z Oceanu Atlantyckiego, 183 km3 z Morza Czarnego, 5 km3 z Morza Czerwonego przez Kanał Sueski. Główna wymiana wód zachodzi zatem między Oceanem Atlantyckim i Morzem Śródziemnym przez Cieśninę Gibraltarską. Panuje w niej dwuwarstwowy system prądów: w warstwie przydennej prąd gradientowy odprowadza słone wody Morza Śródziemnego do Oceanu Atlantyckiego, w warstwie górnej występuje prąd kompensacyjny skierowany z Oceanu Atlantyckiego do Morza Śródziemnego i wyrównujący odpływ wód z tego morza oraz deficyt wód słodkich. Prędkość tego prądu nasila się zimą do ponad 200 m/s wskutek wiatrów zachodnich, latem prąd ulega osłabieniu. Położenie izotachy zerowej między prądem powierzchniowym i głębinowym we wschodniej części cieśniny utrzymuje się na głębokości 175 m, lecz może się wahać w granicach 100 m. Ostatnio ocenia się, że napływ wód oceanicznych wynosi rocznie 40 026 km3, odpływ z Morza Śródziemnego 38 506 km3, co daje wypadkowy dopływ wód w ilości 1520 km3. Te proporcje bilansowe odgrywają dużą rolę w kształtowaniu się stosunków hydrologicznych morza.

Ryc. 38. Ukształtowanie dna Morza Śródziemnego

Morze Śródziemne jest bardzo ciepłe. Rozkład temperatury wody jest strefowy. Latem najniższe temperatury, 19 - 21 °C, występują przy północno-zachodnich brzegach morza (w Basenie Zachodnim i Morzu Adriatyckim), najwyższe, do 27°C, w lewantyńskiej, wschodniej części morza. Miąższość warstwy ciepłych wód w partiach zachodnich (morza: Liguryjskie, Tyrreńskie i Adriatyckie) i w centrach wirów o cyrkulacji cyklonalnej w części wschodniej morza wynosi 15-25 m, lecz przy cyrkulacji cyklonalnej wód lewantyńskich nie przekracza 10 m, natomiast przy cyrkulacji antycyklonalnej przy brzegach południowych morza zwiększa się do 60-80 m. W okresie zimowym rozwija się głęboka konwekcja wynikająca z różnic gęstości wód obejmująca w Morzu Tyrreńskim warstwy do 100 m, w środkowej części warstwę jeszcze grubszą, zaś w części lewantyńskiej do 200 - 350 m. Najgłębiej konwekcja sięga w północnej części Basenu Zachodniego, w Morzu Adriatyckim i w Morzu Egejskim (ponad 1000 m); jest to skutek silnego ochładzania wód przez zimne wiatry spadające na te obszary z gór. Najmniejszy zasięg (ok. 50 m) ma konwekcja w zachodniej części morza (przy brzegach Afryki i w Morzu Alborańskim). Temperatura wody w warstwie konwekcji wynosi 8 - 10°C w północnej części Morza Adriatyckiego i 12,5-13'C w północno-zachodnich rejonach Basenu Zachodniego. W kierunku południowo-wschodnim od tych rejonów temperatura rośnie i osiąga zimą wysokie wartości 17,0-17,5°C w części lewantyńskiej. W warstwie pośredniej wód strefowy rozkład temperatury zanika, a izotermy przyjmują kierunek południkowy, tzn. temperatura wody zwiększa się z zachodu na wschód, np. na głębokości 200 m temperatura wody w morzach: Alborańskim, Balearskim, Liguryjskim wynosi ok. 13°C, w środkowej części Morza Śródziemnego 14,5-15°C, a we wschodniej Morza Lewantyńskiego 17°C. W wodach głębinowych zróżnicowanie temperatur jest bardzo nieznaczne: na głębokości 1000 m temperatura wody w Morzu Alborańskim wynosi 12,9°C, podczas gdy na krańcach wschodnich morza 13,9°C. Jeszcze mniejsze różnice występują przy dnie: od 12,6 -12,7°C na zachodzie do 13,2 -13,3°C na wschodzie. Morze Śródziemne jest więc zbiornikiem wód ciepłych, które, zasilając przez Cieśninę Gibraltarską wody głębinowe Oceanu Atlantyckiego, wpływają na zwiększenie zapasu ciepła tego oceanu. Sezonowe wahania temperatury wody powierzchniowej są niewielkie, w granicach 11-12°C. Wysokie zasolenie wód Morza Śródziemnego jest związane z deficytem wód słodkich i na ogół zwiększa się w warstwie powierzchniowej z zachodu na wschód, a w części zachodniej z

południowego zachodu na północny wschód, co wiąże się z napływem mniej słonych wód z oceanu. Wzrost zasolenia wynosi ok. 30‰: od 36,50‰ w południowo-zachodniej części Morza Alborańskiego do 38,25‰ w Morzu Liguryjskim i 39,0-39,35‰ w Morzu Lewantyńskim. W północnych akwenach mórz: Adriatyckiego i Egejskiego zasolenie znacznie obniża się wskutek obfitego dopływu wód rzecznych z Alp, Bałkanów i Morza Czarnego. W okresach wezbrań letnich zasolenie osiąga wartość 36‰ na przedpolu Nilu, a lokalnie wysłodzenie dochodzi nawet do 2%0, np. w Zatoce Salonickiej na skutek dopływu wód Wardaru. Wody głębinowe odznaczają się dużym zasoleniem 38,65 38,75°/00 w bardzo słonej wschodniej części morza. Wydziela się tu następujące masy wodne: o l) atlantycką rozprzestrzenioną jako powierzchniowa warstwa grubości 100 - 200 m (miejscami 250-300 m), o temperaturze 14,8°C i zasoleniu 34,65‰ w rejonie Cieśniny Gibraltarskiej, 37,25 - 37,50‰w Morzu Tyrreńskim, 38,75 - 38,80‰ na wysokości Krety i 39,20‰ w północnej części Morza Lewantyńskiego; 2) lewantyńską wodę pośrednią na głębokości 250 - 600 m, o podwyższonym zasoleniu, tworzącą się w Morzu Lewantyńskim wskutek parowania i ochładzania w wirze cyklonalnym wód podczas zimy, o temperaturze od 15,0 - 16,6 do 12,7 -12,9°C i zasoleniu od 38,95 - 39,30 do 38,40 - 38,45‰ (zmniejszanie się wartości w kierunku zachodnim od miejsca tworzenia się masy wodnej); 3) głębinową wodę Morza Śródziemnego, prawie jednorodną, tworzącą się w północnych częściach morza przez ochładzanie i mieszanie konwekcyjne osiągające głębokości 1500-2500 m, o temperaturze potencjalnej w zachodniej części morza 12,65 -13,0°C i zasoleniu 38,35-38,50‰, natomiast we wschodniej części - do 13,4°C i 38,6-38,7‰. Wody głębinowe kształtują się w różnych warunkach w północnych rejonach Basenu Zachodniego, na południe od progu cieśniny Otranto i w strefie głębinowej Morza Egejskiego (przelewają się przez progi cieśnin Antikithira i Kasos). Basen Algiersko-Prowansalski, północne Morze Adriatyckie i Morze Egejskie tworzą tzw. trzy płuca Morza Śródziemnego. Dzięki , silnemu ochładzaniu tych obszarów zimą i głęboko sięgającej konwekcji z opadającymi w głąb wychłodzonymi wodami do warstw głębinowych morza jest wprowadzany tlen nasycający wody powierzchniowe w dość znacznych ilościach, ok. 5 ml/l. Pewna ilość tlenu przenika także wraz z napływem wód powierzchniowych z Oceanu Atlantyckiego. Gdyby nie działał mechanizm zasilający wody w tlen, jego wyczerpanie w wodach głębinowych Morza Śródziemnego nastąpiłoby po upływie ok. 1000 lat. Analiza osadów wykazała, że dobre warunki tlenowe przy dnie były

zakłócane okresami redukcji zawartości tlenu i wtedy tworzył się siarkowodór w wodach przydennych. Obecnie zawartość tlenu w wodach powierzchniowych osiąga stan nasycenia (100-107%), w warstwie pośredniej nasycenie wynosi 60-65%, wysokie jest ono również w wodach głębinowych (ponad 65%). Wody Morza Śródziemnego wykazują małą zawartość soli pokarmowych. Wynika to z braku akumulacji tych soli w wodach głębinowych, gdyż są one wyprowadzane przez Cieśninę Gibraltarską poza obszar morza. Napływające z Oceanu Atlantyckiego wody powierzchniowe zawierają mało substancji odżywczych. Nie sprzyja obiegowi soli także długi cykl wymiany wód w Morzu Śródziemnym. Okres retencji tego-morza czyli pełna jednokrotna wymiana wód, wynosi 75 lat. Warunki biologiczne we wschodniej części morza uległy dodatkowo znacznemu pogorszeniu po wybudowaniu Wielkiej Tamy Asuańskiej, która pozbawiła wody morza sporej części życiodajnych substancji niesionych przez Nil. Morze Śródziemne można więc traktować jako nietrwały system ekologiczny, który łatwo zakłócić. Wody ubogie w sole biogeniczne i zawiesiny nie sprzyjają rozwojowi fitoplanktonu, odznaczają się dużą przezroczystością i intensywnie niebieską barwą, co świadczy o ich małej żyzności. System prądów Morza Śródziemnego kształtuje wiele czynników, głównie: wiatr, obniżanie się poziomu morza wskutek parowania, powstawanie nachylenia zwierciadła wody powodowane dopływem wód słodkich, zróżnicowanie termohaliczne (gęstościowe) wód. Złożone ukształtowanie dna i zawiła konfiguracja linii brzegowej są istotne dla ruchu wód. Wody atlantyckie z Cieśniny Gibraltarskiej przemieszczają się początkowo wzdłuż brzegów Afryki, następnie wzdłuż 4 - 5° dł. geogr. wsch. część tych wód odgałęzia się na północ w kierunku Korsyki i wzdłuż północnego brzegu morza zawraca na zachód tworząc cyklonalną cyrkulację wód w Basenie Zachodnim. Główny potok wód podąża dalej na wschód jako Prąd Północnoafrykański, odgałęziający się z kolei do Morza Tyrreńskiego, gdzie również tworzy się cyrkulacja cyklonalna. Po przejściu Cieśniny Sycylijskiej prąd znowu odgałęzia się w lewo, tworząc cyklonalny wir w Morzu Jońskim oraz w prawo do Małej i Wielkiej Syrty, gdzie ruch wody przybiera orientację antycklonalną. Dalej wody atlantyckie przemieszczają się na wschód wzdłuż Półwyspu Cyrenajskiego aż do brzegów wschodnich Lewantu, gdzie skręcają na północ, a następnie na zachód wzdłuż brzegów Azji Mniejszej i osiągając cieśniny Morza Egejskiego wkraczają na to morze, a częściowo skręcają na południe, zamykając wschodni wir cyklonalny morza.

Ryc. 39. Rozkład temperatury wody na powierzchni Morza Śródziemnego latem i zimą

Ryc. 40. Rozkład zasolenia wody na powierzchni Morza Sródziemnego latem

Średnia prędkość tych prądów wynosi 5 - 15 m/s. W warstwach pośrednich i głębinowych morza cyrkulacja wód ma inny przebieg - wody przemieszczają się z Basenu Wschodniego na zachód do Cieśniny Gibraltarskiej. Tworząca się w północno-wschodniej części morza woda pośrednia wchodzi w wir cyklonalny Morza Lewantyńskiego. Woda lewantyńska różnymi odgałęzieniami łączy się z cyklonalną cyrkulacją Morza Egejskiego, z wodami części środkowej morza (na południe od Krety), południowego basenu Morza Adriatyckiego, Wielkiej Syrty (wir antycyklonalny) oraz Morza Tyrreńskiego, przechodząc stopniowo do Basenu Zachodniego (wir cyklonalny wokół Balearów) i wreszcie dociera do Cieśniny Gibraltarskiej. Prędkość głębinowych prądów nie przekracza 5 cm/s. Ciepła woda głębinowa i przydenna przemieszcza się z obszarów tworzenia w północnej części Morza Śródziemnego na południe i wypełnia wszystkie jego baseny. Prędkość tego ruchu wód jest bardzo mała i ocenia się ją pośrednio na podstawie cech temperatury, zasolenia i zawartości tlenu.

Ryc. 41. Prądy w warstwie powierzchniowej wód Morza Śródziemnego latem

Sezonowe wahania poziomu wody są wyraźne, choć ich rozpiętość jest niewielka - w średnich miesięcznych od 11 do 21 cm. Duże wahania występują natomiast wskutek działania wiatru. Spiętrzenia poziomu wód osiągają wówczas 0,5 m przy silnych południowych wiatrach w Zatoce Lwiej, do 4 m przy wiatrach z tego samego kierunku (szczególnie przy ustalonym wietrze typu sirocco) w Zatoce Genueńskiej, a także przy północnych brzegach Korsyki i w rejonie Wysp Toskańskich. Również w północnej części Morza Adriatyckiego, w Wenecji., wody mogą podnosić się o 1,8 m, a w wąskich zatokach Morza Egejskiego o 2,0 m.

Fala pływowa przychodzi z Oceanu Atlantyckiego i rozprzestrzenia się na wschód i północ, tworząc właściwe morzu systemy pływów, z punktami amfidromicznymi w Cieśninie Sycylijskiej i w północnej części Morza Adriatyckiego. Pływy są na ogół półdobowe, dobowe występują tylko w środkowej części Morza Adriatyckiego, przy jego wschodnich brzegach. Wysokość pływów przeważnie nie przekracza 1 m (0,1- 0,5 m), lecz w niektórych miejscach jest większa: w Gibraltarze wynosi 3,0-3,9 m, przy brzegach Tunezji 1,0-1,6 m, w Małej Syrcie do 2,2 m. Intensywne falowanie rozwija się jesienią i zimą podczas przechodzenia głębokich niżów z silnymi wiatrami. Wysokość fali przekracza wtedy 6 m, a przy szczególnie ciężkich sztormach osiąga 78m. Morze Śródziemne, jak już wspomniano, odznacza się niewielką żyznością i skąpymi zasobami pokarmowymi. Nie sprzyja rozwojowi życia słabo wykształcony szelf; większe obszary szelfowe występują tylko w Morzu Adriatyckim, w Wielkiej Syrcie i przy ujściach rzecznych: Ebro, Rodanu i Nilu. Tylko obszary ujściowe i rejony w sąsiedztwie miast i osiedli (zasilane przez ścieki komunalne) odznaczają się większą żyznością wód. Stosunkowo żyźniejsza jest zachodnia część morza dzięki napływowi wód z oceanu; w Morzu Tyrreńskim korzystny wpływ na warunki ekologiczne wywierają erupcje wulkanów. Do żyźniejszych obszarów morza zalicza się też Morze Adriatyckie i niektóre rejony Morza Egejskiego. Ogólne połowy nie są wielkie, np. z Morza Śródziemnego wyniosły w 1970 r. tylko 760 000 t, a łącznie z Morzem Czarnym w latach 1964 - 1970 1 -l,2 mln t rocznie. W znacznie mniejszym Morzu Bałtyckim złowiono w 1975 r. 850 000 t ryb. W Morzu Śródziemnym łowi się sardynki, tuńczyka, makrelę, sardelę, głowacza, flądrę, rekiny. W morzu żyją delfiny, żółwie morskie, kalmary, kraby, langusty; przy brzegach Hiszpanii, Francji i Włoch prowadzi się hodowlę ostryg i małży. Poważnym problemem jest zanieczyszczenie wód. Chwiejny bilans ekologiczny Morza Śródziemnego wynika z: małej wymiany wód, słabego ich zaopatrywania w tlen, braku dostatecznej ilości substancji odżywczych niezbędnych do rozwoju życia, wzrostu zaludnienia krajów nadmorskich i zwiększania się ilości zanieczyszczeń przemysłowych i komunalnych. Intensywna eksploatacja złóż ropy naftowej i gazu ziemnego na szelfach Tunezji i Libii, prowadzenie wierceń w morzach: Adriatyckim i Egejskim oraz straty powstające podczas transportu ropociągami i statkami powodują duże zanieczyszczenie wód

substancjami ropopochodnymi na wielu obszarach morza, z wyjątkiem wybrzeży wschodnich Morza Adriatyckiego, Morza Jońskiego, Turcji i Egiptu. Zanieczyszczenia te nie mogą wydostać się poza obręb Morza Śródziemnego, są w nim uwięzione wskutek występowania deficytu wody i blokowania odpływu przez prądy powierzchniowe z Oceanu Atlantyckiego do morza. Przez Morze Śródziemne prowadzą szlaki żeglugowe łączące Europę z Afryką oraz południową i wschodnią Azją, a także linie kabotażowe. Większe porty to: Barcelona w Hiszpanii, Marsylia we Francji, Genua, Neapol, Wenecja, Triest we Włoszech, Rijeka i Split w Jugosławii, Pireus i Saloniki w Grecji, Bejrut w Libanie, Aleksandria i Port Said w Egipcie, Trypolis w Libii, Tunis w Tunezji, Algier w Algierii. Szeroko rozwinięta jest w obrębie basenu Morza Śródziemnego turystyka i wypoczynek oraz lecznictwo nadmorskie, np.: uzdrowiska francuskiej i włoskiej Riwiery, wybrzeża lewantyńskiego, Balearów i wybrzeża hiszpańskiego, a także dalmatyńskiego.

3.16.1. MORZE ALBORAŃSKIE Jest to morze u wrót Cieśniny Gibraltarskiej między Grenadą (Hiszpania) a wybrzeżem marokańskim, ograniczone na zachodzie wschodnią granicą cieśniny przechodzącą przez przylądki: Punta de Europa w Gibraltarze i Punta Almina pod Ceutą; na wschodzie - linią łączącą przylądek Gata w Hiszpanii z przylądkiem Figalo pod Oranem w Afryce. W środkowej części morza tkwi mała hiszpańska wyspa Alboran, od której morze wywodzi swą nazwę. Powierzchnia morza ma 53 000 km2, objętość 31 000 km3, średnia głębokość 585 m, maksymalna głębokość 2407 m. Rzeźba dna jest bardzo złożona; występuje kilka kolejnych wyniesień i zapadlisk rozciągniętych południkowo. Głębokości dna są bardzo zróżnicowane.

3.16.2. MORZE BALEARSKIE LUB MORZE IBERYJSKIE Jest to morze w zachodniej części Morza Śródziemnego między brzegami Walencji i Katalonii w Hiszpanii a archipelagiem Balearów. Granica południowa tego morza biegnie od przylądka Nao powyżej Alicante w Hiszpanii do wyspy Formentera i wzdłuż zewnętrznych krańców Balearów do Minorki, stąd zgodnie z wybrzeżem wschodnim tej wyspy i dalej do przylądka Bagur kolo Barcelony w Hiszpanii. Główne wyspy archipelagu to: Majorka, Minorka i Pitiuzy. Powierzchnia morza wynosi 86 000 km2, objętość 66 000 km3, średnia głębokość 767 m,

maksymalna głębokość 2132m. Przy brzegach Hiszpanii rozciąga się szeroki szelf ze stromym zboczem kontynentalnym opadającym na głębokość 2000 m.

3.16.3. MORZE LIGURYJSKIE Jest to uznany przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębne morze obszar Morza Śródziemnego między Korsyką a Ligurią w północnych Włoszech, którego północną część stanowi Zatoka Genueńska. Umowne granice tego morza biegną od północnego przylądka Corse na Korsyce w kierunku północno-zachodnim do granicy między Francją a Włochami (7°31' dł. geogr. wsch.) i w kierunku prawie północnym do przylądka San Pietro pod La Spezia na brzegu włoskim (44°03' szer. geogr. pn., 9°50' dł. geogr. wsch.). Powierzchnia morza wynosi 15 000 km2, objętość 18 000 km3, średnia głębokość 1200 m, największa głębokość 2546 m. Występują niewielkie pływy półdobowe osiągające 0,3 m. Wybrzeże należy do rejonów turystycznych i wypoczynkowych o światowej klasie (Riviera di Ponente, Riviera di Levante). Główne porty to: Genua i La Spezia.

3.16.4. MORZE TYRREŃSKIE Jest to zamknięte morze między Półwyspem Apenińskim a wyspami: Korsyką, Sardynią i Sycylią. Na południowym zachodzie ogranicza je linia łącząca przylądek Boeo o Lilibeo w Marsali-na Sycylii z przylądkiem Teulada na Sardynii. Z Morzem Liguryjskim na północy granica przebiega od przylądka Corse na Korsyce do przylądka San Pietro pod La Spezia. Morza: Liguryjskie i Tyrreńskie łączą cieśniny: Kanał Korsykański i kanał Piombino po obu stronach wyspy Elby. Granice Morza Tyrreńskiego przecinają ponadto cieśniny: Bonifacio między Korsyką i Sardynią oraz Mesyńską między Sycylią i Kalabrią. Powierzchnia morza wynosi 214 000 km2, objętość 325 000 km 3, średnia głębokość 1519 m, największa głębokość 3830 m. Wzdłuż Półwyspu Apenińskiego liczne są wyspy: Toskańskie, Poncjańskie i Liparyjskie. Pośrodku morza sterczy na wysokość 2850 m nad dnem (743 m pod powierzchnią wody) wielka góra podwodna, a całe abysalne dno morza usiane jest górami podmorskimi. Jest to obszar silnie wulkaniczny. W osadach znajdują się warstwy popiołu wulkanicznego. Temperatura wody powierzchniowej latem wynosi 2224,5°C, zimą 13-14°C. Zasolenie osiąga 37,25-38,25‰. Wody głębinowe poniżej 1500 m wykazują stałą temperaturę 13°C i zasolenie 38,42‰.

Pływy są półdobowe o wysokości do 0,5 m. Cyrkulacja wód powierzchniowych wykazuje skręt cyklonalny, a prędkości prądu wynoszą ok. 0,4 m/s. W morzu łowi się sardynki, węgorza, miecznika, barwenę, ostroboka, a również głowonogi - mątwy, kalmary. Główne porty to: Livorno, Piombino, Neapol, Salerno, Palermo, Cagliari we Włoszech i Bastia na Korsyce (Francja). Morze jest szczególnie atrakcyjne pod względem turystycznym.

3.16.5. MORZE JOŃSKIE Jest to morze w środkowej części Morza Śródziemnego między Półwyspem Bałkańskim a Półwyspem Apenińskim i Sycylią; przez cieśninę Otranto łączy się z Morzem Adriatyckim, a przez Cieśninę Mesyńską z Morzem Tyrreńskim. Morska granica północna przebiega od ujścia rzeki Butrinti w Albanii przez północne krańce wyspy Kerkira (Korfu) do przylądka Santa Maria di Leuca na Półwyspie Salentyńskim Włoch, natomiast południowa od przylądka Tenaron (Matapan) na Peloponezie do przylądka Passero na Sycylii. Powierzchnia morza wynosi 169 000 km2, objętość 352 000 km3, średnia głębokość 2083 m, maksymalna głębokość 5121 m - największa na Morzu Śródziemnym (w obszarze Rowu Helleńskiego). Na południu Półwyspu Apenińskiego znajduje się duża Zatoka Tarencka, a po stronie wschodniej Wyspy Jońskie i liczne zatoki: Arta, Patraska, Koryncka, Kiparysyjska i Meseńska. Temperatura wody powierzchniowej w lutym wynosi 12,5 14°C, w sierpniu 25,5°C. Zasolenie osiąga ponad 38‰ (do 38,9‰). Pływy są półdobowe do 0,4 m. W morzu poławia się sardynki, szprota, sardelę, makrelę, czerwonego tuńczyka, flądrę, głowacza, a także skorupiaki i mięczaki (kalmary, małże). Główne porty to: Patras i Kerkira w Grecji, Tarent i Katania we Włoszech. Nad morzem rozwinięta jest turystyka i wypoczynek. Liczne linie promowe łączą to morze z portami mórz: Adriatyckiego, Egejskiego i Tyrreńskiego.

3.16.6. MORZE ADRIATYCKIE Jest to półzamknięte morze, jak gdyby odnoga Morza Śródziemnego między półwyspami: Apenińskim i Bałkańskim połączona cieśniną Otranto (szerokość 75 km) z Morzem Jońskim. Powierzchnia morza wynosi 144 000 km2, objętość 36 000 km3, średnia głębokość 250 m, największa głębokość 1230 m. Część północna morza jest płytka (do 100 - 200 m). Wzdłuż brzegów północno-wschodnich ciągną się wyspy dalmackie: Krk, Cres, Pag, Hvar, Korćula i in. Zachodnie brzegi są

przeważnie nizinne lagunowe, a wschodnie górzyste, typu riasowego. Większymi zatokami są: W enecka, Triesteńska, Drińska i Manfredonia. Na północy istnieje duży półwysep Istria. Temperatura wody w sierpniu osiąga od 24 do 26°C, w lutym od 7 do 13°C. Zasolenie jest duże 3538‰. Pływy są nieregularne półdobowe o wysokości do l,2 m. Największą rzeką zlewiska jest Pad (48,8 km3 wody rocznie). W morzu łowi się sardyny, makrele. Na szelfie wydobywa się ropę naftową i gaz ziemny. Główne porty to: Triest, Wenecja, Ankona, Bari, Brindisi we Włoszech, Rijeka, Split, Dubrownik, Kotor w Jugosławii, Durresi, Vlora w Albanii. Na wybrzeżu jugosłowiańskim liczne są ośrodki turystyczne i uzdrowiskowe: Dubrownik, Split, Szybenik i in. Po stronie włoskiej leżą stare historyczne miasta: Wenecja, Rawenna i in.

3.16.7. MORZE EGEJSKIE Jest półzamkniętym morzem między Półwyspem Bałkańskim, Azją Mniejszą i ciągiem wysp: Kithira, Kreta, Karpathos, Rodos, zamykających je od południa. Na północnym wschodzie łączy się przez cieśninę Dardanele, morze Marmara i Bosfor z Morzem Czarnym, przez Kanał Koryncki ma połączenie z Morzem Jońskim. Powierzchnia morza wynosi 191 000 km2, objętość 72 000 km3, średnia głębokość 377 m, maksymalna głębokość 2529 m. Często jednak jako Morze Egejskie traktuje się środkową część tego obszaru, natomiast północną nazywa Morzem Trackim, południową Morzem Kreteńskim, zaś wody między Peloponezem i Cykladami Morzem Mirtejskim. Na Morzu Egejskim rozsiane są liczne wyspy tworzące pomost między Tracją i Grecją a Azją Mniejszą. Są to Cyklady i Sporady w południowej części morza oraz większe pojedyncze wyspy na północy, jak: Thasos, Samotraka, Imroz, Limnos, Lesbos, Chios i in. Wzdłuż Attyki ciągnie się wielka wyspa Eubea. Liczne są zatoki i cieśniny. Największa Zatoka Salonicka leży między Półwyspem Chalcydyckim a Tesalią. Główne cieśniny łączące to morze z otwartymi wodami Morza Śródziemnego to: Kithira, Kasos i Karpathos. Morze jest obszarem o dużej aktywności sejsmicznej z licznymi epicentrami trzęsień ziemi, ma też dwa czynne wulkany Thira (dawniej Santoryn) i Nisiros. Rzeźba dna jest bardzo zróżnicowana. Do jej większych form należą, idąc z południa: Rów Kreteński głębokości do 2499 m, Łuk Cykladów na granicy środkowego plato Morza Egejskiego, Rów i Grzbiet Skyros na północ od plato, Basen Lesbos i Anatoliński w północnej części morza, głębokości do 1500 m (jest to zaczątek doliny ryftowej). Temperatura wody powierzchniowej zimą wynosi od 11°C w części północnej morza do 15,5°C w południowej, latem 22-25°C.

Zasolenie latem osiąga od 33°/00 u wylotu Dardaneli do 39‰ w części południowo-wschodniej morza. Przepływ wód ma kierunek północny przy brzegach Azji Mniejszej, południowy przy brzegach Grecji, ze średnią prędkością 3 - 4 km/godz. Pływy są półdobowe i osiągają wysokość do 1 m. Łowi się w tym morzu sardynki, makrele, sardele, ostroboki, barweny, a także głowonogi, krewetki i gąbki. Główne porty to: Pireus i Saloniki w Grecji oraz Izmir w Turcji. Nazwa morza według legendy pochodzi od imienia króla Ajgeusa.

3.16.8. MORZE MARMARA Jest morzem śródziemnym między Europą a Azją Mniejszą połączonym z Morzem Egejskim cieśniną Dardanele, z Morzem Czarnym cieśniną Bosfor. W południowo-zachodniej części morza znajduje się wyspa Marmara Adasi, od której pochodzi nazwa morza. Jego powierzchnia wynosi 12 000 km2, objętość 3000 km3, średnia głębokość 250 m, maksymalna głębokość 1389 m. Klimat jest łagodny, z dodatnimi temperaturami powietrza nawet w zimie: średnia miesięczna temperatura najzimniejszego miesiąca, stycznia, wynosi 7°C. Maksymalną średnią temperaturę notuje się w sierpniu i dochodzi wtedy do 23°C. Roczna suma opadów wynosi 700-800 mm. Temperatura wody powierzchniowej wynosi zimą 8-9°C, latem zwiększa się do 23 - 24°C, a na wodach płytkich do 29°C. Zasolenie waha się od 20‰ w części północnej do 25 – 26‰ w południowej. Przez morze Marmara odbywa się wymiana wód między morzami: Czarnym a Śródziemnym - w warstwie powierzchniowej płynie woda z Morza Czarnego w kierunku na zachód z prędkością do 1,5 węzła (12600 m 3/s). Ruch wody głębinowej odbywa się w kierunku przeciwnym - na wschód, jej zasolenie wynosi od 38,5‰ w Dardanelach do 23‰ w Bosforze. Rozwinięte jest rybołówstwo (makrela i in. ryby). Głównym portem jest Stambuł. Przez morze Marmara (wprawdzie jedno z najmniejszych mórz świata) prowadzi międzynarodowa droga morska o dużym znaczeniu gospodarczym i politycznym łącząca Morze Czarne z Oceanem Atlantyckim.

3.16.9. MORZE CZARNE Jest morzem śródlądowym między południowo-wschodnią Europą a Azją Mniejszą, ostatnim ogniwem basenów i mórz na przedłużeniu Morza Śródziemnego, połączonym przez Bosfor, morze Marmara i Dardanele. Jego powierzchnia wynosi 422000 km2, objętość 555000 km3, średnia głębokość 1315 m, maksymalna głębokość 2258 m,

równoleżnikowa rozciągłość morza 1150 km, południkowa maksymalnie 580 km. Od północy głęboko wcina się w morze Półwysep Krymski. W części wschodniej tego półwyspu odgałęzia się Półwysep Kerczeński, który wraz z Półwyspem Tamańskim po stronie kaukaskiej oddziela od Morza Czarnego Morze Azowskie. Łączy te morza Cieśnina Kerczeńska (staroż. Bospor Kimeryjski). Linia brzegowa jest mało urozmaicona, z wyjątkiem części północno-zachodniej, gdzie istnieje wiele wcinających się w ląd limanów i odciętych mierzejami słonawych jezior powstałych przez zatopienie dolin rzecznych. Szeroki w północnej części morza szelf zwęża się stopniowo przy wybrzeżach zachodnich; przechodzi w stok kontynentalny na głębokości 100- 150 m. Na pozostałych wybrzeżach szelf jest bardzo wąski (10-15 km), a miejscami zanika zupełnie i pozostaje tylko wąska terasa abrazyjna. Na szelfie przeważają osady muszlowe, na głębokościach większych od 20 m, szczególnie w strefie 30 - 55 m, zalegają muły ze szczątków występujących tam masowo małży, część głębinową wyścielają muły wapienne i gliny, zawierające duże ilości siarczków żelaza. Klimat tego morza otoczonego zewsząd lądem ma charakter kontynentalny. Północna jego część leży w strefie umiarkowanej i cechuje się dużą zmiennością sezonową cech klimatu, natomiast południowa znajduje się w strefie podzwrotnikowej z klimatem typu śródziemnomorskiego, o ciepłej i deszczowej zimie oraz upalnym lecie.

Ryc. 42. Ukształtowanie dna Morza Czarnego

Zimą częste są silne wiatry południowo-wschodnie. Przy długotrwałych wtargnięciach zimnego powietrza z północy temperatura w północnozachodniej części morza może obniżyć się do - 25, a nawet -30°C. Latem temperatura powietrza prawie nad całym morzem jest jednakowa: od 22-23°C w części północno-zachodniej do 25°C w części południowowschodniej. Ilość opadów zwiększa się z zachodu na wschód od 300500 mm/rok do 1500-2500 mm/rok. W sumie nad całym morzem opady dają średnio ok. 230 km3/rok wody słodkiej. Parowanie szacuje się średnio na 800 mm, czyli rocznie 360 km3. Obfity jest dopływ rzeczny równy 310 km3/rok (Dunaj, Dniestr, Boh, Dniepr). Ogólnie bilans wodny jest dodatni. Temperatura wody powierzchniowej zimą wynosi 6 - 7°C, a na północno-zachodnim krańcu morza spada do 3°C, a nawet do -0,5°C i wówczas tworzy się tu lód. W limanach zlodzenie występuje każdej zimy. Mieszanie się konwekcyjne wód obejmuje w zimie warstwę 50 - 60 m, a w przybrzeżnej strefie północno-zachodniej 75 - 80 m. Pod tą warstwą temperatura zwiększa się do 8,6-8,8°C na głębokości 200 m, głębiej wzrasta bardzo powoli, osiągając 9°C na głębokości 1000 m i pozostaje prawie bez zmian do dna. Latem woda na powierzchni nagrzewa się do 24-25°C, a w północno-zachodniej części do 22 - 23°C, przy czym mieszanie na skutek falowania sięga do głębokości 15 - 20 m i na tej głębokości tworzy się termoklina. Pod termokliną zachowuje się warstwa zimnej wody o temperaturze zbliżonej do temperatury wody w zimowej warstwie konwekcji. Zasolenie wody w warstwie powierzchniowej również podlega zmianom sezonowym: zimą wskutek zmniejszania się dopływu rzecznego i konwekcji spowodowanej różnicą gęstości zwiększa się do 18,15‰. Poniżej warstwy konwekcji zasolenie zwiększa się szybko i w środkowej części morza na głębokości 70 - 80 m wynosi 20‰, przy brzegach zaś na głębokości 100 - 200 m. Na głębokości 600 m zasolenie osiąga 22‰ i następnie zmienia się już niewiele wraz z głębokością, do 22,l -22,3‰ przy dnie. Latem zasolenie w warstwie mieszania na skutek falowania zmniejsza się o 0,5‰, poza tym nie zmienia się. Znaczne wysłodzenie wody występuje w części północno-zachodniej, gdzie zasolenie obniża się do 14-15‰, a w rejonach przybrzeżnych do 5 – 10‰. Na ogólny schemat stratyfikacji zasoleniowej wód Morza Czarnego składają się zatem dwie warstwy wody (masy wodne): górna, formująca się wskutek konwekcji wywołanej różnicą gęstości, o zasoleniu ok. 18,2‰ (powierzchniowa woda czarnomorska) i dolna, o zasoleniu do 22,3‰, pozostająca w związku z napływem wód słonych z Morza Śródziemnego (masa wodna z wymieszanych wód śródziemnomorskich i czarnomorskich).

Ryc. 43. Mapa hydrologiczna Morza Czarnego (Objaśnienia jak przy ryc. 18)

Napływ ten nie odgrywa dużej roli w odnawianiu wód Morza Czarnego przez ich natlenianie, o czym świadczy obecność wielkich ilości siarkowodoru w wodach głębinowych. Zawartość tlenu w warstwie konwekcji zimowej (do 50 - 70 m) zbliża się do stanu nasycenia i wynosi objętościowo 7 – 9‰. Poniżej tej warstwy koncentracja tlenu szybko maleje, ale do głębokości 125 - 150 m obserwuje się jego obecność. Głębiej występuje już siarkowodór. Między strefami: tlenową i siarkowodorową nie ma ostrej granicy tylko warstwa pośrednia, w której oba gazy są obecne. Zawartość siarkowodoru zwiększa się od 0,15‰ na głębokości 150 m do 8,0-10,0‰ na głębokości 1500 m. Koncentracja siarkowodoru w głębszych warstwach wody jest prawie stała (11 -14‰ przy dnie). Morze Czarne jest największym na świecie zbiornikiem siarkowodoru. Jego pochodzenie nie jest dostatecznie wyjaśnione. Dawniej obecność dużej ilości tego związku tłumaczono brakiem wymiany wód, lecz okazało się, że wymiana istnieje i jest równorzędna z wymianą wód w innych rejonach wszechoceanu. Uważa się, że siarkowodór mógł utworzyć się podczas rozkładu organizmów słodkowodnych, które zginęły wskutek wtargnięcia wód słonych po połączeniu się wód mórz: Czarnego i Śródziemnego przez Bosfor i Dardanele. Inna hipoteza jako przyczynę powstania siarkowodoru przyjmuje ustalenie się równowagi w krążeniu związków siarki w wodach

Morza Czarnego. Niewielka wymiana wód przez Bosfor i Cieśninę Kerczeńską oraz dopływ wód rzecznych nie mają większego wpływu na formowanie się prądów w morzu. Cyrkulację wód wywołują głównie wiatry i wykazuje ona skręt cyklonalny. W basenie morza występują dwie większe rotacje: w części zachodniej i wschodniej. Prędkości prądu są niewielkie, ok. 15 - 30 m/s, jednak przy silnych wiatrach powodujących podpiętrzanie wód u brzegów mogą lokalnie pojawiać się prądy o prędkości do 100 cm/s. Wraz z głębokością prądy zanikają i na poziomie 100 m są bardzo nieznaczne. Pływy w Morzu Czarnym są półdobowe nieregularne, o niewielkiej, do 10 cm, wysokości. Znacznie większą rolę odgrywają pływy eoliczne, powstające wskutek podpiętrzania przez wiatr poziomu wody podczas przemieszczania się niżów. Przy brzegach Półwyspu Krymskiego podpiętrzenia te wynoszą 40-60 cm, a w części północno-zachodniej mogą osiągać 2 m. Duże znaczenie mają sejsze, powodujące wahania poziomu rzędu 40-50 cm (w porcie Poti). Falowanie osiąga znaczne rozmiary przy wiatrach sztormowych jesienią i zimą, do 6 m, a nawet 7-8 m przy bardzo silnych sztormach. Morze Czarne jest dość dobrze zaopatrywane w sole pokarmowe, szczególnie zimą i wiosną (do 15 µmol/l). Największe stężenie fosforanów wynosi ok. 6 µmol/l. Latem w warstwie powierzchniowej wskutek rozwoju fitoplanktonu spada ono na 0,5 µmol/l. W morzu żyje nieco zubożała fauna i flora (łącznie 3000 - 4000 gatunków, przeważnie pochodzenia śródziemnomorskiego) tylko w warstwie górnej do głębokości 100 - 150 m (200 - 300 m). W wodach głębinowych zatrutych siarkowodorem egzystują jedynie mikroorganizmy beztlenowe (bakterie). Ryb jest w morzu ok. 180 gatunków. Połowy rybackie nie są wielkie, wynoszą nieco ponad 0,1 mln t/rok. Łowi się sardelę, ostroboka, makrelę, bonitę, ryby jesiotrowate i in. Wydobywa się też mięczaki i wodorosty. W północnozachodniej części morza prowadzi się rozpoznawcze wiercenia w poszukiwaniu złóż ropy naftowej. Ważniejsze porty to: Odessa. Iljiczewsk, Noworosyjsk. Tuapse, Poti, Batumi w byłym Związku Radzieckim, Konstanca w Rumunii, Burgas i Warna w Bułgarii, Trabzon (Trapezunt), Samsum, Zonguldak w Turcji. Liczne są uzdrowiska i miejscowości wypoczynkowe na południowym wybrzeżu Półwyspu Krymskiego, wybrzeżu kaukaskim, w Rumunii (Mamaja) i w Bułgarii (Złote Piaski, Słoneczny Brzeg).

3.16.10. MORZE AZOWSKIE (JEZIORO MEOCKIE) Jest to zatoka Morza Czarnego oddzielona półwyspami: Kerczeńskim i Tamańskim, a połączona Cieśniną Kerczeńską (leżącą

między tymi półwyspami) z morzem. Powierzchnia zatoki wynosi 39 000 km2, objętość 290 km3, średnia głębokość 7 m, maksymalna głębokość 13 m. Zachodni brzeg tworzy długa piaszczysto-muszlowa Mierzeja Arabacka odcinająca jezioro Siwasz (Gniłoje morje) połączone z Morzem Azowskim cieśniną Tonkij. Przy północnym brzegu występuje wiele piaszczystych kos przechodzących w mielizny morskie, w kierunku północno-wschodnim istnieje płytka Zatoka Taganroska, do której uchodzi Don. Od wschodu sąsiaduje z morzem Nizina Kubańska z ujściem Kubania i licznymi limanami połączonymi ze sobą siecią ramion delty tej rzeki. Dno morza jest płaskie i płytkie z miękkimi, pulchnymi osadami oraz wulkanami błotnymi. Klimat jest kontynentalny. Średnia temperatura powietrza w styczniu wynosi od -2 do -4°C, lecz podczas mrozów może dochodzić do -25-27°C, w lipcu średnia temperatura wzrasta do 23 -24°C. Ilość opadów jest niewielka (364-458 mm rocznie), dają one w sumie 14,2 km3 wody słodkiej w roku. Ogólny dopływ wód rzecznych wynosi 36,7 km3/rok. Wskutek parowania ubywa rocznie 34,3 km3 wody. Bilans wodny wód słodkich jest więc dodatni. Z Morza Czarnego napływa 33,8 km3 wód zasolonych. Wody ulegają silnemu wychłodzeniu zimą (w styczniu -0,8 do -1,0°C) w całej warstwie (zlodzenie występuje tu corocznie przez 2 - 3 miesiące), natomiast latem nagrzewają się do 24 - 25°C (lipiec-sierpień), a przy brzegach do 30°C. Zasolenie wód wynosi od 12 – 14‰ w rejonie Cieśniny Kerczeńskiej do 2-4‰ w zaklęsłości Zatoki Taganroskiej. Zimą zasolenie wzrasta, wiosną i latem przy zwiększonym dopływie rzecznym obniża się, lecz nie więcej niż o 1‰ (w zaklęsłości zatoki o 1,8‰). Bilans wodny morza zmienia się w czasie wskutek zużywania dużej ilości wody do: nawodnień, w celach retencyjnych, przemysłowych itp., wzrasta w związku z tym zasolenie wód (w 1967 r. średnie zasolenie wynosiło 11,4‰, w 1977 r. 12,9‰, a w 1985 r. ponad 14‰). Zaopatrzenie wody w tlen jest dobre, jedynie w warunkach długotrwałej bezwietrznej pogody może występować deficyt tlenu. Również ilość soli biogenicznych wnoszonych wraz z wodami rzek jest obfita i produkcja biologiczna była do niedawna bardzo wysoka, lecz w ostatnich paru dziesięcioleciach stan wód pogorszył się znacznie w związku z powstaniem budowli hydrotechnicznych zakłócających szlaki migracji ryb, a także wskutek podnoszenia się zasolenia wody w morzu oraz jej zanieczyszczania. Łowi się tu głównie sardelę, ryby śledziowate, leszcza, sandacza. Kanał Żeglugowy Wołga-Don łączy Morze Azowskie z morzami: Kaspijskim, Białym i Bałtyckim. Główne porty to: Żdanow, Taganrog, Jejsk, Berdiansk. Nazwa morza pochodzi od miasta Azow przy ujściu Donu.

3.17. ZATOKA GWINEJSKA Jest zatoką atlantycką przy zachodnich wybrzeżach Afryki Równikowej, odciętą od Oceanu Atlantyckiego granicą umowną łączącą przylądek Palmas w Liberii (Wybrzeże Pieprzowe) z przylądkiem Lopez w Gabonie. Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako uznało ją za odrębny obszar morski. Powierzchnia jej wynosi 753 000 km2, głębokość do 5207 m. Po obu stronach delty wielkiej rzeki afrykańskiej Niger są dwie zatoki: Benin na zachodzie i Biafra na wschodzie, w tej ostatniej istnieje duża wyspa Bioko (dawniej Fernando Po). Pływy są półdobowe do 2,7 m. Główne porty to: Akra, Tema i Sekondi-Takoradi w Ghanie, Lome w Togo, Lagos w Nigerii, Libreville w Gabonie.

3.18. MORZE WEDDELLA Jest to morze antarktyczne w sektorze atlantyckim, głęboko wcięte w kontynent Antarktydy. Od zachodu ogranicza je Ziemia Grahama (Półwysep Antarktyczny), od wschodu Ziemia Coatsów. Od strony północnej granicę morza stanowi Grzbiet Południowoatlantycki (Orkady Południowe, Sandwich Południowy), od północnego wschodu jest granica umowna biegnąca od południowych krańców archipelagu Sandwich Południowy do przylądka Norvegia na Antarktydzie. Jego powierzchnia wynosi 2,910 mln km2, objętość 8,375 mln km3, średnia głębokość 2878 m, maksymalna głębokość 6820 m. Wewnętrzną część morza pokrywa Lodowiec Szelfowy Filchnera o powierzchni 260 000 km2 i grubości 230-490 m, zakończony barierą lodową długości ok. 800 km. Półwysep Antarktyczny jest obwiedziony szerokim szelfem - do 250 km, również południowa część morza leży na szelfie, natomiast we wschodniej szelf jest stosunkowo wąski. W kierunku północnowschodnim morze przechodzi swobodnie w Basen AfrykańskoAntarktyczny. Osady na szelfie składają się głównie z materiałów wynoszonych z lądu przez lód, dno części głębokowodnej pokrywają muły okrzemkowe. Większa część morza znajduje się poza kołem podbiegunowym południowym i panuje tu nadzwyczaj surowy klimat. Najzimniejsze miesiące to lipiec i sierpień, kiedy temperatura powietrza obniża się w południowej części morza do - 32°C. Latem temperatura jest przeważnie niższa od 0°C, niekiedy osiąga jednak niskie temperatury dodatnie. Niskie temperatury są związane ze spływem zimnego powietrza z kontynentu. Na północnych krańcach morza temperatura powietrza w zimie jest znacznie wyższa, w lecie różnice temperatury północ-południe są niewielkie. Średnia temperatura stycznia, najcieplejszego miesiąca, wynosi jeszcze na wyspie Georgia

Południowa (poza Morzem Weddella) tylko 4°C. W południowej części morza przez cały rok przeważają wiatry wschodnie o średniej prędkości 6,5 - 7 m/s, w północnej zachodnie. Z wiatrami wschodnimi związany jest transport wody na zachód. Przy Półwyspie Antarktycznym prąd ten skręca na północ, a na granicy morza - w strefie wiatrów zachodnich - na północny wschód i wschód, zamykając krążenie cyklonalne wód morza z prędkością ok. 3/4 węzła (1,4 km/godz.). Średnie roczne temperatury wody powierzchniowej wynoszą: od -1°C na północy do -2°C na południu, a w najcieplejszym miesiącu, lutym, podnoszą się do + 1°C. Zasolenie wód wynosi ok. 34‰. W górnej warstwie tworzy się antarktyczna woda powierzchniowa, mająca zimą podczas intensywnego tworzenia się lodu temperaturę -1,9°C i zasolenie 34,6‰. Mieszanie wywołane konwekcją obejmuje wtedy warstwę miąższości 100 - 150 m, a miejscami jeszcze grubszą. Latem zasolenie obniża się wskutek tajania lodów, a temperatura wzrasta, lecz pozostaje nadal ujemna z wyjątkiem części północno-wschodniej morza. Poniżej antarktycznej wody powierzchniowej« zalega warstwa wód zimnych o temperaturze bliskiej temperaturze zamarzania, natomiast pod nią znajdują się cieplejsze i bardziej słone wody głębinowe z maksimum temperatury ok. 0,5°C na głębokościach 400-600 m. Od głębokości 1000 m temperatura obniża się poniżej 0°C, a przy dnie potencjalna temperatura wody wynosi ok. -0,9°C Zasolenie wód podpowierzchniowych zmienia się niewiele (34,5-34,6‰), maksimum zasolenia występuje poniżej maksimum temperatury, w przybliżeniu na głębokości 1000 m, i osiąga tam 34,72-34,75‰. Dalej zasolenie obniża się powoli wraz z głębokością i wynosi 34,70‰ na głębokości 2000-3000 m, zaś 34,65‰ w warstwie przydennej (4000 m). W Morzu Weddella tworzy się najbardziej gęsta we wszechoceanie woda rozprzestrzeniająca się w warstwie poniżej 4000 m głębokości. Powstająca zimą bardzo zimna i stosunkowo słona woda miesza się na zboczu kontynentalnym z wodą o temperaturze 0,5°C i zasoleniu do 34,68‰, dając zagęszczoną wodę o temperaturze -0,9°C i zasoleniu 34,65‰, opadającą do warstw przydennych. Woda ta przemieszcza się w kierunku północnym w Oceanie Atlantyckim, zasila też głębinowe wody Oceanu Indyjskiego i pacyficzny sektor wszechoceanu. Pływy są dobowe i półdobowe, wysokości 0,6 - 3,2 m. Przez większą część roku morze pokrywa lód, zimą prawie całkowicie, lecz niejednorodnie.

Ryc. 44. Obszar Morza Weddella

Wiatry wschodnie i prąd przybrzeżny przenoszą lody na zachód, następnie są one transportowane w rejonie Półwyspu Antarktycznego na północ i dalej na północny wschód. W sezonie zimowym na północnych krańcach morza rozprzestrzenia się na południowy wschód długa strefa lodów, utrzymująca się wiosną. Latem w części północno-wschodniej i wschodniej morze jest wolne od lodu, natomiast lody utrzymują się w wąskim pasie przybrzeżnym, w części zachodniej morza lód utrzymuje się i latem. Wraz z lodami morskimi dryfują góry lodowe odrywające się od lodowca szelfowego. Góry dostają się w obręb Dryfu Zachodniego i wychodzą poza granice lodów morskich. W morzu rozpowszechnione są wieloryby i foki. Na brzegach morza działają stacje naukowe: sezonowa radziecka „Drużnaja", brytyjska „Halley Bay", cztery stacje argentyńskie. Morzu nadano nazwę w celu upamiętnienia angielskiego kapitana statku

wielorybniczego Jamesa Weddella (1787-1834), który w 1823 r. poszukiwał tu nowych obszarów łowieckich, a natrafiwszy na dobrą pogodę i wyjątkowo korzystne warunki lodowe zdołał dotrzeć do 74'15' szer. geogr. pd., o 334 km dalej na południe od Cooka. Sam Weddell nazwał to morze imieniem Jerzego 1V, obecną nazwę uzyskało ono w 1900 r. Na północno-zachodnich peryferiach morza (Szetlandy Południowe), na Wyspie Św. Jerzego założono w 1976 r. polską stację badawczą im. Henryka Arctowskiego.

3.19. MORZE SCOTIA Jest to podbiegunowe głębokie morze między 53° i 61° szer. geogr. pd., w łuku Grzbietu Południowoantylskiego (Falklandy, Georgia Południowa), ograniczone od wschodu wyspami Sandwich Południowy, od południa Orkadami Południowymi i Szetlandami Południowymi. Od południa graniczy z Morzem Weddella, od zachodu z Cieśniną Drake'a. Jego powierzchnia wynosi 1,335 mln km2, objętość 4,162 mln km3, średnia głębokość 3118 m, maksymalna głębokość 5870 m. Główny przepływ wód odbywa się z Oceanu Spokojnego przez Cieśninę Drake'a w postaci Prądu Wiatrów Zachodnich. Drugorzędne znaczenie ma przepływ zimnych wód i lodów przez Cieśninę Bransfielda (między Szetlandami Południowymi a Ziemią Grahama). Morze przecina w jego północnej części konwergencja antarktyczna, czyli front polarny stanowiący granicę strefy umiarkowanej i strefy polarnej. Wody strefy umiarkowanej występują w północno-zachodniej części morza, w środkowej przeważają wody polarne, a w południowo-wschodniej napływa z południa zimna woda z Morza Weddella. Od północy na głębokości 300 - 1200 m występuje znaczny, powolny napływ stosunkowo ciepłych wód (1°C), które kierują się ku powierzchni w strefie konwergencji. Nad morzem panują wiatry zachodnie o średniej prędkości 10 m/s. Wysoka jest częstotliwość pogody sztormowej związanej z przemieszczaniem się niżów. Latem temperatura powietrza utrzymuje się w pobliżu 0°C, wiatr jest silny lub sztormowy, falowanie od umiarkowanego do dużego, przeważa zachmurzenie całkowite z chmurami warstwowymi. Zimą temperatura powietrza spada poniżej 0°C, ochładza się powierzchnia morza, tworzy się lód i rozwija cyrkulacja termohaliczna. W morzu pojawia się dużo lodu i gór lodowych. Fotosynteza prawie zupełnie zanika. Wskutek intensywnego mieszania się wód (konwekcja i ruchy wirowe) sole pokarmowe gromadzą się w górnej warstwie, gdzie latem następuje rozwój fitoplanktonu. Temperatura wody powierzchniowej latem (luty) osiąga od 7 do 11°C, zimą (sierpień) w

części południowej poniżej 0°C (do -1 °C). Zasolenie wynosi ok. 34‰. Obserwuje się dużą dobową produkcję pierwotną wynoszącą do 2 gC/m2, występują wielkie ilości zooplanktonu, w szczególności kryla antarktycznego (Euphausia superba), będącego pokarmem dla ryb, ptaków morskich, płetwonogów i wielorybów. Łańcuch pokarmowy nie jest jednak zbilansowany i duże ilości substancji organicznej odkładają się w osadach. W morzu prowadzi się połowy cennych ryb antarktycznych i wielorybów. Nazwę morzu nadano w 1932 r. w celu upamiętnienia statku „Scotia" służącego szkockiej ekspedycji antarktycznej pod dowództwem W. S. Bruce'a.

3.20. CIEŚNINA DRAKE'A Jest morzem między Ziemią Ognistą a Szetlandami Południowymi łączącym oceany: Spokojny z Atlantyckim. Jego długość ma ok. 460 km, szerokość do 1120 km, średnia głębokość 3400 m, maksymalna głębokość 5249 m. Morze zawęża szeroki przepływ wód w postaci Prądu Wiatrów Zachodnich wokół Antarktydy. Jest to też trasa przemieszczania się silnych niżów atmosferycznych, z którymi związane są warunki sztormowe. Strefa antarktycznej konwergencji (front polarny) dzieli wody morza na cięższą i zimniejszą wodę antarktyczną na południu i lżejszą, bardziej słoną wodę na północy. Temperatura wody powierzchniowej antarktycznej w strefie konwergencji wynosi zimą (półkuli południowej) 0,5-3,0°C, latem 3,0-5,5°C. W południowej części morza w zimie występuje zlodzenie, latem pojawia się wiele gór lodowych. Nazwa morza wiąże się z opłynięciem Ziemi przez angielskiego korsarza Francisa Drake'a (1539(41) - 1596), którego statek w 1578 r. po przejściu przez Cieśninę Magellana sztorm zniósł prawdopodobnie w okolice przylądka Horn, lecz nie przepłynął on tej cieśniny.

3.21. AMERYKAŃSKIE MORZE ŚRÓDZIEMNE Jest to duży, eliptyczny obszar wód Oceanu Atlantyckiego między Ameryką Północną i Południową, ograniczony od oceanu łukami Wielkich i Małych Antyli (na długości ponad 4500) km i składa się z Morza Karaibskiego (Morza Antylskiego) i Zatoki Meksykańskiej. Od strony zewnętrznej, u północnych brzegów Kuby i Haiti rozciąga się morze Bahama. Powierzchnia omawianego morza wynosi 4,360 mln km2, objętość 9,430 mln km3, średnia głębokość 2164 m, maksymalna głębokość 7680 m (Dietrich 1970). Rozciągłość morza wynosi ok. 4000 km wzdłuż osi NW-SE, szerokość ok. 1700 km. Morze znajduje się całkowicie w strefie gorącej, między 10° i 30° szer. geogr. pn. Średnia

temperatura roczna powietrza wynosi ok. 25°C, sezonowe zmiany są małe. W części wschodniej morze podlega wpływom pasatu półkuli północnej, w Zatoce Meksykańskiej zimą zaznacza się przewaga kierunku północnego w cyrkulacji powietrza. Przez cieśniny antylskie przepływają do Morza Karaibskiego ciepłe wody prądów: Gujańskiego i Północnorównikowego, które w warstwie powierzchniowej docierają do Zatoki Meksykańskiej, nie zmieniając przy tym w istotnym stopniu swojej temperatury i zasolenia. W Zatoce Meksykańskiej wody ulegają spiętrzeniu (poziom ich jest tu wyższy o 10 cm w stosunku do wód w otwartym oceanie), co wzbudza intensywny przepływ wód w Cieśninie Florydzkiej. Prąd Florydzki wraz z Prądem Antylskim, płynącym po północnej stronie Antyli i wysp Bahama, dają początek wielkiemu systemowi Prądu Zatokowego (Golfsztromu) i Prądu Północnoatlantyckiego odgrywającemu wybitną rolę w stosunkach hydrologicznych Oceanu Atlantyckiego Północnego. Morze znajduje się na zachodnich krańcach wielkiego antycyklonalnego wiru krążącego wokół Morza Sargassowego. Zasiedla go bardzo urozmaicona fauna strefy międzyzwrotnikowej z wieloma przedstawicielami gatunków endemicznych. Funkcjonują tu złożone i delikatne ekosystemy właściwe klimatowi gorącemu i ciepłemu, bardzo wrażliwe na zakłócenia warunków naturalnych przez intensywną eksploatację złóż ropy naftowej i zrzuty ścieków komunalnych i przemysłowych. W systemie światowej komunikacji morskiej rola tego morza znacznie wzrosła po wybudowaniu Kanału Panamskiego (otwartego w 1914r.) łączącego oceany: Atlantycki ze Spokojnym (patrz podrozdz. 7.10).

Ryc. 45. Temperatura wody powierzchniowej w Amerykańskim Morzu Śródziemnym w sierpniu

Ryc. 46. Obszar Amerykańskiego Morza Śródziemnego

Ryc. 47. Zasolenie wody powierzchniowej w Amerykańskim Morzu Śródziemnym w sierpniu

3.21.1. MORZE KARAIBSKIE Jest to duże i głębokie morze Oceanu Atlantyckiego przy północnych brzegach Ameryki Południowej i wschodnich brzegach Ameryki Środkowej. Od północy i wschodu granice morza wyznaczają ciągi wysp Wielkich Antyli (Kuby, Haiti, Portoryko), Dziewiczych, Podwietrznych i Zawietrznych aż po Trynidad przy delcie Orinoko. Powierzchnia morza wynosi 2,777 mln km2, objętość 6,745 mln km3, średnia głębokość 2429 m, największa głębokość 7238 m. Morze dzieli się na kilka basenów: 1) Grenady na wschodzie, ograniczony od zachodu Progiem Ptasim, 2) Wenezuelski między tym progiem a Grzbietem Beaty, 3) Kolumbijski pośrodku, 4) Kajmański z głębokim Rowem Kajmańskim między Kubą i Jamajką i 5) Jukatański w północnozachodniej części morza. Z sąsiadującą od północy Zatoką Meksykańską morze łączy się Cieśniną Jukatańską, z morzem Bahama Cieśniną Zawietrzną, z Oceanem Atlantyckim cieśninami: Mona, Anegada (najgłębsza, ponad 1000 m) i licznymi cieśninami archipelagów Wysp Podwietrznych i Zawietrznych, z Oceanem Spokojnym sztucznym kanałem morskim - Kanałem Panamskim. Liczne są zatoki: Paria, Wenezuelska z jeziorem Maracaibo, Darien, Moskitów, Honduraska i in. Brzegi morza są w większości górzyste. Główną część osadów morskich stanowią muły węglanowe z domieszką grubszych frakcji materiału organicznego i nieorganicznego. Na wąskich szelfach i obszernej płyciźnie przy Jukatanie występują piaski i rumowisko koralowcowe. Klimat jest uwarunkowany położeniem morza w strefie pasatowej i odznacza się wielką jednorodnością. Sezonowe wahania warunków meteorologicznych są niewielkie. W ciągu całego roku panują umiarkowane wiatry północno-wschodnie i wschodnie. Częstość sztormów jest mała. Huraganowe wiatry zdarzają się tylko latem i jesienią podczas przemieszczania się cyklonów tropikalnych. Średnia temperatura powietrza w styczniu w południowej części morza wynosi ok. 26°C, w północnej 24°C. Minimalne temperatury nie są niższe od 1315°C, Średnia temperatura lipca jest prawie jednakowa nad całym morzem i wynosi ok. 27°C, a skrajnie latem osiąga 38°C. Średnia roczna wilgotność powietrza mieści się w przedziale 70-80% (przy południowych brzegach ponad 80%). Mgły nie występują często, ich częstość jest mniejsza od 1 %. Latem przeważa duże zachmurzenie i padają obfite deszcze. Opady przekraczają 3000 mm/rok (rejon Panamy). Ogólnie woda z opadów wynosi w morzu ok. 3640 km3/rok, podczas gdy parowanie 4420 km3/rok, co powoduje deficyt wody słodkiej wyrażający się słupem wody 30 cm. Dopływ rzeczny jest mały. Duża rzeka Orinoko

doprowadza 442 km3/rok wody. Uchodzi ona do oceanu po wschodniej stronie łuku Małych Antyli, lecz jej wody przenoszone są wraz z prądami morskimi do południowej części morza. Nad morzem przeważają wiatry z sektora wschodniego i powodują przemieszczanie się wód w kierunku zachodnim, a w związku z tym występuje podnoszenie się wód głębinowych przy południowych brzegach morza.. Skutkiem tego najwyższa temperatura wody powierzchniowej obserwowana jest w częściach środkowej i północnej morza, gdzie zimą przekracza 2626,5°C, a latem wynosi ok. 28°C. W części zachodniej morza temperatura latem osiąga 29°C, zimą wynosi ok. 26°C. Zasolenie wody powierzchniowej jest duże w ciągu całego roku i wynosi 36‰, lecz dość znacznie obniża się w rejonie wysp Trynidad i Tobago wskutek dopływu wód Orinoko (do 33‰). Miąższość górnej izotermicznej warstwy wód osiąga na północnych krańcach morza 100 m, w części środkowej 150 m, a przy południowych brzegach tylko 20 - 30 m. Poniżej 600 m głębokości zachodzi stopniowe wyrównywanie temperatury wody na obszarze morza. Na głębokości 1000 m temperatura wynosi 5,5-4,8°C i głębiej obniża się powoli do prawie 4°C na głębokości 1600 - 1700 m. Potencjalna temperatura wody przy dnie pozostaje na poziomie ok. 4°C. Pod warstwą powierzchniowych wód rozpościerają się wody podzwrotnikowe o maksymalnym zasoleniu na głębokości 60 - 80 m przy brzegach południowych, 150 m w części środkowej morza i 180 - 200 m (210 - 220 m) przy brzegach północnych. Zasolenie wody na tych poziomach wynosi 36,9 - 37,0‰. Pośrednie wody podantarktyczne wykazują minimum zasolenia w warstwie 700-850 m. Zasolenie ich wynosi 34,7‰ w cieśninie St. Vincent i St. Lucia i nieco zwiększa się w kierunku Cieśniny Jukatańskiej, do 34,85‰. Objętościowa zawartość tlenu w górnej warstwie wód wynosi latem i zimą 4,3-4,8‰ (100-103% stanu nasycenia). Minimum tlenowe zaznacza się w pośredniej warstwie wód: na głębokości ok. 550 m w partiach północnych morza (3,0‰) i 650 m na południu (poniżej 2,7‰). Duża koncentracja tlenu występuje w warstwie 2000-2500 m: w Cieśninie Zawietrznej i Rowie Kajmańskim niekiedy osiąga 6‰, przy Haiti, Portoryko i Wyspach Dziewiczych przekracza 5‰, w części środkowej i południowej po wschodniej stronie morza wynosi poniżej 50‰. Górna warstwa wód jest uboga w sole biogeniczne. Koncentracja soli zwiększa się wraz z głębokością i osiąga maksimum w warstwie pośredniej (2,0 - 2,5 µmol/l fosforanów) na poziomie minimum zasolenia. Szczególnie niska koncentracja fosforanów (0-0,2 µmol/l} występuje przy brzegach północnych, gdzie zachodzi opadanie wód (sinking), natomiast wysoka jest (0,3 - l,0, a

miejscami ponad 2 µmol/l) w rejonie upwellingu na południu. Szczególne warunki biologiczne panują w Rowie Cariaco (Fosa de Cariaco nieopodal wybrzeża Wenezueli) o głębokości do 1400 m, oddzielonym progiem głębokości 146 m od otwartego morza. Poniżej głębokości progu temperatura wody obniża się powoli do 17°C, zasolenie do 36,20°/00, zawartość tlenu zaś maleje szybko do zera na głębokości 370 m, głębiej występuje już tylko siarkowodór. Głównym rysem cyrkulacji wód morza jest przepływanie w górnej warstwie wód atlantyckich, przedostających się przez cieśniny antylskie, w kierunku na zachód, do Cieśniny Jukatańskiej. Z tym ogólnym ruchem powiązane są wiry cyklonalne wzdłuż brzegów Wenezueli, Panamy i Kostaryki, a również Hondurasu (tu tylko latem) i wiry antycyklonalne, z których największy funkcjonuje na południe od Kuby, a inny mniejszy na południe od Jamajki. Prędkości prądów ocenia się na 55-60 cm/s w kierunku Cieśniny Jukatańskiej i 35-40 m/s w kierunku odwrotnym. Wody głębinowe wlewają się do morza przez Cieśninę Zawietrzną (głębokość 1650 m) i podążają wzdłuż Rowu Kajmańskiego do Cieśniny Jukatańskiej, dalej opływają głębinową część Zatoki Meksykańskiej i powracają wzdłuż zbocza szelfu zatoki Campeche przez Cieśninę Jukatańską znowu do Morza Karaibskiego, okrążają od zachodu Grzbiet Kajmański (Banco Misterioso) i częściowo przemieszczają się na wschód i po wschodniej stronie Cieśniny Zawietrznej odpływają do oceanu, częściowo zaś wlewają się do Basenu Kolumbijskiego i tworzą cyrkulację głębinową zgodną z ruchem wskazówek zegara. Wody głębinowe przedostają się też do morza z Oceanu Atlantyckiego przez węższą, lecz głębszą (1800 m) cieśninę Anegada, wchodzą do basenów: Wenezuelskiego i Grenady, gdzie również tworzą cyrkulację zgodną z ruchem wskazówek zegara. Sezonowe wahania poziomu wód morza mają związek z reżimem sezonowym prądów powierzchniowych, parowaniem, opadami, dopływem wód z lądu i napływem z oceanu. Prądy nasilają się w lipcu-sierpniu, minimalne prędkości wykazują w listopadzie, a ogólnie są słabsze zimą. Najwyższe średnie stany wody są w związku z tym przesunięte na początek jesieni (wrzesień-październik), a najniższe występują w styczniu. Rozpiętość wahań poziomu wody jest zróżnicowana: od 8-30 m do 80 - 85 cm w pojedynczych punktach. Znaczne są natomiast krótkotrwałe spiętrzenia wody podczas przechodzenia cyklonów tropikalnych, co jednak dotyczy szczególnie Zatoki Meksykańskiej. Pływy są niewielkie i nie przekraczają 1 m. Falowanie przeważnie jest umiarkowane w związku z działaniem stałych, lecz niezbyt silnych wiatrów pasatowych. Fale są długie z nieco

załamującymi się grzbietami, a ich wysokość rzadko przekracza 3 m. W czasie przemieszczania się cyklonów tropikalnych huraganowy wiatr wywołuje duże falowanie, niebezpieczne dla małych statków. Falowanie to przyczynia się do głębokiego mieszania wód i obniżania termokliny. Morze Karaibskie ma duże znaczenie gospodarcze, przede wszystkim ze względu na wydobycie ropy naftowej i gazu ziemnego na szelfie Wenezueli: w jeziorze Maracaibo, Zatoce Wenezuelskiej oraz w zatoce Paria. Rybołówstwo odgrywa mniejszą rolę. Warunki hydrologiczne w części północnej i środkowej morza nie są korzystne dla rozwoju fitoplanktonu ze względu na występujący tam sinking, natomiast w południowej części produktywność morza jest wyższa dzięki upwellingowi. Łowi się makrelę i in. ryby, mięczaki, perłopławy. Przez Morze Karaibskie i Kanał Panamski (patrz podrozdz. 7.10) prowadzi najkrótsza droga morska z Oceanu Atlantyckiego Północnego na Ocean Spokojny. Nad morzem są liczne porty: Maracaibo, Puerto Cabello, La Guaira, Puerto La Cruz, Cumana w Wenezueli, Cartagena w Kolumbii, Limón w Kostaryce, Colón w Panamie, Santo Domingo w Dominikanie, Santiago de Cuba, Port-of-Spain na wyspie Trynidad. Powstały też nowe wielkie porty naftowe: Willemstad na wyspie Curaęao, Oranjestad na wyspie Aruba (Antyle Holenderskie).

3.21.2 ZATOKA MEKSYKAŃSKA Jest to duże morze przy brzegach Meksyku i Stanów Zjednoczonych, od wschodu i południa ograniczone półwyspem Floryda, północnymi wybrzeżami Kuby i półwyspem Jukatan. Z Morzem Karaibskim łączy się przez Cieśninę Jukatańską, z Oceanem Atlantyckim przez Cieśninę Florydzką (przez morze Bahama). Powierzchnia morza wynosi l,555 mln km2, objętość 2,366 mln km3, średnia głębokość 1522 m, maksymalna głębokość 4376 m. Dno ma kształt dość regularnej misy z największą głębokością pośrodku, z dużymi obszarami szelfu kontynentalnego szerokości do 200 km. Po stronie południowo-zachodniej znajduje się otwarta, duża zatoka Campeche. Brzegi są nizinne, wyrównane, z lagunami. Na północy wysuwa się daleko w morze wielka delta Missisipi. Osady w północnej części zatoki tworzy przeważnie materiał przynoszony przez dwie duże rzeki: Missisipi i Rio Grande. W rejonie wschodnich brzegów Meksyku na szelfie występują piaski przyniesione przez rzekę Panuco, dalej na południe tworzy je rumowisko raf koralowych, przy półwyspie Jukatan zaś, muły węglanowe. Klimat na przeważającym obszarze jest gorący, na północy podzwrotnikowy. Zaznaczają się tu zjawiska typu monsunowego, a w związku z tym

kierunek stałych wiatrów pasatowych jest zakłócony. Częstość wiatrów ze wschodu i północnego wschodu wynosi tylko 25-40%. Podobną częstość wykazują zimą silne wiatry monsunowe przychodzące z północy, z wychłodzonego lądu (nortero). Powodują one silne falowanie i ochładzanie powietrza do 15°C, a czasem do 5°C (przy brzegach Kuby). W zimie występuje temperatura 21-23°C w południowej części zatoki i 14-15°C na północy, latem jest bliska 26-28°C. Maksymalna temperatura osiąga 38°C. Roczna suma opadów wynosi 1000 - 1200 mm, natomiast parowanie 1000 - 1750 mm. Związany z tym deficyt wody kompensuje dopływ wód rzecznych, osiągający rocznie prawie 700 km3, w tym tylko Missisipi dostarcza ok. 600 km3 wody. Morze jest bardzo ciepłe. Latem wody powierzchniowe nagrzewają się do 28 - 30°C, a niekiedy do 32°C. Termoklina występuje na głębokości 100 - 150 m, lecz ponad szelfem podnosi się do 50 m i wyżej; w obszarach opadania wód (sinking), w środkowych partiach zatoki termoklina prawie zanika i temperatura obniża się równomiernie wraz z głębokością. Zimą rozkład temperatury wody na powierzchni jest bardziej złożony: najcieplejsze są wówczas wody na południu (24-25°C), chłodniejsze na północy nad szelfem (1718°C), a na płyciznach przy brzegach temperatura obniża się do ok. 15°C. Jest to powodem niewystępowania raf koralowych w tym rejonie. Temperatura wód głębinowych utrzymuje się ok. 4,2°C. Zasolenie wód powierzchniowych wynosi zazwyczaj 36,0-36,5‰. W obszarach pozostających pod wpływem Missisipi i in. rzek zasolenie zmniejsza się do 34‰, a blisko brzegów nawet poniżej 30‰, szczególnie latem. W partiach zachodnich i środkowych morza występuje podwyższenie zasolenia wód do 37‰ (w maju) na skutek intensywnego parowania (maksimum zasolenia na powierzchni), podczas gdy w części wschodniej wody najbardziej słone znajdują się pod nieco mniej słoną wodą pochodzenia karaibskiego (o zasoleniu 36,0-36,5‰) wpływającą przez Cieśninę Jukatańską. Latem obfite deszcze przyczyniają się do niewielkiego obniżenia zasolenia wody. Nad morzem wiedzie trasa cyklonów tropikalnych, kierujących się na północny zachód i wywołujących silne falowanie i duże spiętrzanie wód przy brzegach. Prądy uzależnione są od intensywności Prądu Jukatańskiego płynącego z Morza Karaibskiego, wiatrów i różnicy poziomu wód w morzu i Oceanie Atlantyckim. Część wód docierających przez Cieśninę Jukatańską skręca na wschód i kieruje się wzdłuż północno-zachodnich brzegów Kuby do Cieśniny Florydzkiej, łącząc się z Prądem Florydzkim. Latem, przy wiatrach wschodnich, część wód odgałęzia się również na północny zachód i skręca przy szelfie na wschód, tworząc wir antycyklonalny, z

którego wody częściowo płyną w kierunku Cieśniny Florydzkiej. Trzecie odgałęzienie podąża na zachód wzdłuż szelfu zatoki Campeche i opływa Zatokę Meksykańską zgodnie z ruchem wskazówek zegara w kierunku Cieśniny Florydzkiej. Na najgłębszym obszarze zatoki Campeche tworzy się wir cyklonalny, drugi podobny wir występuje na szerokości geograficznej wspomnianego już głównego krążenia antycyklonalnego w morzu. Prędkości prądu geostroficznego w głównym strumieniu wód osiągają 100 cm/s. Wody głębinowe opływają morze przeciwnie do ruchu wskazówek zegara. Stratyfikacja wód wykazuje obecność wód z Morza Karaibskiego w warstwie powierzchniowej, głębiej znajduje się woda o maksymalnym zasoleniu, a pod nią woda podantarktyczna. Pływy są przeważnie dobowe, o wysokości nieprzekraczającej 1 m. W czasie przechodzenia cyklonów tropikalnych następuje wysokie podpiętrzanie poziomu wody, czyli tzw. przypływy sztormowe. Powstają one w trakcie „obchodzenia" zatoki przez cyklon zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Nakładają się tu wpływy wiatru, prądu dryfowego i zmian ciśnienia, co powoduje, że poziom wody w niewiele godzin może podnieść się do 5 m i wywołać powodzie sztormowe. W zatoce rozwinięte jest rybołówstwo, szczególnie na płyciznach zatoki Campeche. W strefie przybrzeżnej prowadzi się połowy ostryg, perłopławów, krewetek i wydobywa się gąbki. Na szelfie odbywa się na wielką skalę eksploatacja ropy naftowej i gazu ziemnego (od 1960 r.). Główne porty to: Nowy Orlean w Stanach Zjednoczonych, Veracruz w Meksyku i Hawana na Kubie.

3.21.3. MORZE BAHAMA Jest to obszar Oceanu Atlantyckiego Północnego o rozciągłości 1500 km między północnymi brzegami Haiti i Kuby a wyspami Bahama i południową Florydą, przylegający do Amerykańskiego Morza Śródziemnego. Z Morzem Karaibskim łączy je Cieśnina Zawietrzna, z Zatoką Meksykańską Cieśnina Florydzka. W części środkowej morza znajduje się Wielka Ławica Bahamska, oddzielona od Kuby głębokim Kanałem Starobahamskim. Są tu liczne ławice, płycizny, archipelagi, jest wiele wysp koralowych (ok. 700 wysp i ponad 2300 raf koralowych i skał). Tworzą one razem wapienne plato. Dno pokryte jest w wielu miejscach piaskiem i mułem, lecz w rejonach występowania silnych prądów obnaża się wapienna martwica koralowa. Brzegi otaczają plaże budowane z białego piasku koralowego. Omywają je stale ciepłe prądy o temperaturze wody 24 - 34°C. Klimat jest gorący, pozostający pod wpływem pasatu. Średnia miesięczna temperatura powietrza waha się

od 21- 24°C do 32°C. Opady wynoszą 1000 - 1600 mm. Często pojawiają się cyklony tropikalne. Ogromny rozwój turystyki zagranicznej stanowi podstawę gospodarki nielicznej ludności zamieszkującej tylko 20 wysp (236 000 mieszkańców w 1979 r.). Poławia się tuńczyka, białego marlina, langusty, żółwie morskie, ostrygi.

3.22. ZATOKA ŚW. WAWRZYŃCA Jest to zatoka atlantycka będąca epikontynentalnym morzem u wybrzeży Kanady, oddzielonym od Oceanu Atlantyckiego wyspami: Nową Fundlandią i Cape Breton, a połączonym z nim cieśninami: Cabota (główne połączenie), Belle Isle i wąską cieśniną Canso między wyspą Cape Breton a Nową Szkocją. Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako traktuje ją jako odrębny obszar morski. Powierzchnia zatoki wynosi 249 000 km2, głębokość do 538 m. Do zatoki uchodzi długim, wrzecionowatym estuarium Rzeka Św. Wawrzyńca, wypływająca z jeziora Ontario i odwadniająca system Wielkich Jezior. W zatoce są dwie duże wyspy: Anticosti i Księcia Edwarda. Od ujścia Rzeki Św. Wawrzyńca (Quebec) po Cieśninę Cabota i dalej do stoku kontynentalnego rozciąga się dość głęboka rynna (Laurentian Channel), o głębokościach od 300 - 400 do ponad 500 m. Północne, płytsze odgałęzienie tej rynny biegnie w kierunku cieśniny Belle Isle. Osady są pochodzenia terygenicznego. Klimat jest monsunowy: zimą wieje wiatr z północnego zachodu, latem z południowego zachodu. Temperatura powietrza najzimniejszego miesiąca, lutego, wynosi -10°C, najcieplejszego, sierpnia, 15°C. Suma roczna opadów jest nieco mniejsza od 1000 mm. Wielką rolę w stosunkach hydrologicznych morza odgrywa dopływ wód Rzeki Św. Wawrzyńca, wynoszący rocznie najmniej 245 km3, z dorzecza o powierzchni 1,3 mln km2 . Cyrkulacja wód wykazuje skręt cyklonalny. Z północy napływają zimne wody Prądu Labradorskiego przez cieśninę Belle Isle i kierują się wzdłuż północnego brzegu do ujścia Rzeki Św. Wawrzyńca. Od ujścia wody płyną na południe przez cieśninę Gaspe i dalej na południowy wschód do Cieśniny Cabota. Objętość przepływu wynosi tu 0,5.106 m3/s. Pod tym prądem występuje prąd przeciwnie skierowany, niosący wody atlantyckie o większym zasoleniu. Wody zatoki odznaczają się zatem wyraźną stratyfikacją. Warstwa powierzchniowa jest silnie wysłodzona do 2632‰, w części zachodniej zaś, przylegającej do ujścia rzeki, zasolenie wynosi do 12-15‰. Latem miąższość tej wymieszanej warstwy wód jest niewielka (18 - 70 m), a jej temperatura wynosi 20°C. Konwekcja jesienno-zimowa powoduje mieszanie się wód do głębokości 50-55 m, a

ich temperatura obniża się w tej warstwie do temperatury zamarzania 1,8°C, natomiast zasolenie zwiększa się do 32 – 34‰ dzięki mieszaniu się z bardziej słonymi wodami głębszymi. Latem pod cienką warstwą nagrzanych wód zachowuje się przewarstwienie wody zimnej o temperaturze poniżej 0°C. Miąższość tego przewarstwienia w okresie letnim wynosi 20 - 30 m. Głębiej znajduje się woda o temperaturze do 5,6°C i zasoleniu 34‰ napływająca z Cieśniny Cabota, a pochodząca z górnej warstwy pośredniej wody północnoatlantyckiej zmieszanej z wodami szelfowymi Nowej Szkocji. Woda ta zalega w Zatoce Św. Wawrzyńca aż do dna. Pływy są półdobowe, wysokości l,2 - 2,7 m i wzrastają w ujściu rzeki do wysokości 5,5 m przy Quebecu (według innych danych do 9,7 m w okresie syzygium). Fala pływowa dociera na odległość 150-170 km, aż do portu Trois-Rivieres. Prędkości prądów pływowych są duże, szczególnie w cieśninach. W Cieśninie Cabota osiągają one 250 - 300 cm/s. Lód pojawia się w listopadzie i w połowie grudnia większą część zatoki pokrywa lód pływający, a przy brzegach tworzy się lód stały (przylepa). W ciągu zimy powstają stłoczenia lodów (torosy) wysokości do 6 - 9 m, utrudniające żeglugę od grudnia do maja. Spotyka się też nieduże góry lodowe przynoszone tu wraz z prądami z cieśniny Belle lsle. Zatoka Św. Wawrzyńca jest ważnym szlakiem żeglugowym prowadzącym w głąb kontynentu. Statki morskie dochodzą tą drogą do Jeziora Górnego. Głównymi portami są: Quebec, Sept-Iles, a na rzece Trois-Rivieres Montreal. Pomimo ciężkich warunków lodowych żeglugę przerywa się tylko na czas pochodu lodów. Duże znaczenie ma rybołówstwo. Ze względu na położenie geograficzne i genezę Zatokę Św. Wawrzyńca można uważać za odpowiednik Morza Północnego po przeciwnej stronie Oceanu Atlantyckiego Północnego.

4. OCEAN INDYJSKI Ocean Indyjski w większej części leży na półkuli południowej między Azją na północy, Afryką na zachodzie, Australią na wschodzie i Antarktydą na południu. Jego część północna znajduje się w strefie monsunowej, co ma wielkie znaczenie dla warunków żeglugi i życia wokół tego oceanu. Przez Ocean Indyjski przebiegają ważne drogi morskie łączące wszystkie kontynenty świata. Są to trzy przejścia na zachodzie: przez cieśninę Ormuz do Zatoki Perskiej, przez cieśninę Bab al-Mandab do Morza Czerwonego i na Ocean Atlantycki przez Przylądek Dobrej Nadziei na południe od Afryki oraz trzy przejścia wschodnie: przez cieśninę Malakka, przez Cieśninę Sundajską między Jawą i Sumatrą i przez morze Timor. Jest jeszcze czwarte, mniej uczęszczane,

przejście na Ocean Spokojny na południe od Australii. Ocean ma kształt otwartej na południe wielkiej zatoki. Tworzy jakby połowę oceanu ścieśnionego przeważnie do półkuli południowej i zamkniętego od północy kontynentami. Jego powierzchnia bez wysp wynosi 76,17 mln km2, objętość 282,6 mln km3, średnia głębokość 3711 m. Największą głębokość - 7729 m - osiąga w Rowie Sundajskim. Pod względem powierzchni Ocean Indyjski zajmuje ok. l/5 (21,1%) powierzchni wszechoceanu i podobnie pod względem objętości 21,3%. Zlewisko Oceanu Indyjskiego obejmuje powierzchnię 13 mln km2, w tym dorzecza takich wielkich rzek, jak: Brahmaputra, Ganges, Indus. Stosunek powierzchni oceanu do powierzchni zlewiska wynosi 4: 3. Granice oceanu wyznacza linia brzegowa wschodniej Afryki i południowej Azji, z włączeniem Morza Czerwonego i Zatoki Perskiej. Od wschodu biegną one wzdłuż północnej krawędzi cieśniny Malakka i dalej łukiem wysp: Sumatra, Jawa, Bali, Sumbawa, Sumba, Sawu, Roti, Timor, Tanimbar Aru, Nowa Gwinea i dalej do Cieśniny Torresa i przylądka Jork. Od Oceanu Atlantyckiego dzieli Ocean Indyjski umownie południk Przylądka Igielnego (20° dł. geogr. wsch.), od Oceanu Spokojnego południk Przylądka Południowo-Wschodniego Tasmanii (146°55' dł. geogr. wsch.). Granicę południową stanowi brzeg Antarktydy. Linia brzegowa Oceanu Indyjskiego jest mało urozmaicona. Bardziej rozwinięta jest ona jedynie w części północnej i północnowschodniej, gdzie znajdują się prawie wszystkie morza i zatoki: Morze Czerwone z Zatoką Adeńską, Zatoka Perska z Zatoką Omańską, Morze Arabskie, Zatoka Bengalska, Morze Andamańskie, morze Timor, morze Arafura z zatoką Karpentaria. W południowej części oceanu do nielicznych mórz zaliczamy: Wielką Zatokę Australijską, Kanał Mozambicki oraz liczne, lecz płytkie zatoki Antarktydy: Morze RiiserLarsena, Morze Kosmonautow, Morze Mackenzie, Morze Davisa, Morze Mawsona, Morze d'Urville'a. Na otwartej przestrzeni Oceanu występuje mało wysp. Nieliczne wielkie wyspy: Madagaskar, Cejlon, Tasmania, Sokotra, są powiązane z kontynentami. W południowych wodach oceanu znajdują się wyspy wulkaniczne: Wyspy Kerguelena, Wyspy Crozeta, Amsterdam, Saint Paul, a w sąsiedztwie Madagaskaru: Maskareny i Komory. Po zachodniej stronie Morza Andamańskiego ciągną się archipelagi Andamanów i Nikobarów. Bardzo liczne są wyspy koralowe na stożkach wulkanicznych w północno-zachodniej części oceanu, jest ponadto mnóstwo wysp zgrupowanych w ciągi Lakkadiwów i Malediwów przed

południowo-zachodnimi wybrzeżami Indii, w przedłużeniu na południe leżą wyspy Czagos, a na zachód od tych ostatnich Amiranty i in. Szelf jest na ogół wąski (do 100 km), z głębokościami na skraju do 200 m, zaś do 300-500 m przy brzegach Antarktydy i północnozachodniej Australii. Większe obszary szelfowe występują tylko w Zatoce Perskiej, przy brzegach Pakistanu, w Zatoce Bengalskiej, Morzu Andamańskim i przy północnych brzegach Australii, a także w Wielkiej Zatoce Australijskiej. Zbocze kontynentalne jest również stosunkowo wąskie, pocięte kanionami i dolinami rzek: Indusu, Gangesu i in. W północno-wschodniej części rozciąga sit wielki łuk wysp z przylegającym głębokim Rowem Sundajskim (długość ponad 4000 km). Obszerne podnóże skłonu kontynentalnego składa się ze stożków utworzonych przez prądy zawiesinowe. Największe z nich to stożki Gangesu. Brahmaputry i Indusu. Dno oceanu przecina skomplikowany system grzbietów. Składa się ono z trzech płyt litosfery: afrykańskiej, indoaustralijskiej i antarktycznej. Granice ich wyznaczają przebieg głównych grzbietów śródoceanicznych. Środkową część tego systemu tworzy ryftowy Grzbiet Australijsko-Antarktyczny przechodzący w Grzbiet Środkowoindyjski, a następnie w Grzbiet Arabsko-Indyjski (Carlsberga) i dalej łączy się z ryftem Morza Czerwonego. Jest to przedłużenie wielkiego ciągu grzbietów pacyficznych: Wzniesienia Wschodniopacyficznego i Wzniesienia Południowopacyficznego. Pośrodku oceanu (70° dł. geogr. wsch. i 25° szer. geogr. pd.) odgałęzia się Grzbiet Zachodnioindyjski w kierunku południowo-zachodnim, przechodzący dalej w Grzbiet Afrykańsko-Antarktyczny i Grzbiet Południowoatlantycki. Główny ciąg grzbietów (o kierunku z południo-wschodu na północo-zachód) jest pocięty poprzecznie uskokami. Z grzbietem związany jest system uporządkowanych liniowych anomalii magnetycznych. Inne grzbiety, odmiennego pochodzenia, dzielą ocean na poszczególne baseny. Do najbardziej interesujących z nich należy odkryty niedawno Grzbiet Wschodnioindyjski (Ninety East Ridge). Jest to ślad uskoku przekształcającego, wzdłuż którego przesuwała się płyta indyjska w czasie rozpadania się dawnego lądu Gondwany. Grzbiet rozciąga się prostoliniowo wzdłuż 90° dl. geogr. wsch. prawie 4800 km. wznosząc się 3000 - 4000 m nad łożem oceanu. Inne, drugorzędne grzbiety to: Malediwski, Maskareński, Kergueleński. Waźniejsze głębokie baseny oceaniczne, wydzielone przez grzbiety, noszą nazwy: Somalijski, Środkowoindyjski, Zachodnioaustralijski, Madagaskarski, Mozambicki, Crozeta, Południowoaustralijski, Agulhas, Afrykańsko-Antarktyczny i

Australijsko-Antarktyczny. Charakterystyczne dla Oceanu Indyjskiego są pojedynczo występujące góry wulkaniczne. W osadach dna w niskich szerokościach geograficznych przeważają otwornicowe węglany (foraminifera) (ok. 50% powierzchni). W pobliżu równika występują muły radiolariowe (promienice) i koralowe. Na południe od 50° szer. geogr. pd. przeważają muły okrzemkowe. Na największych głębokościach znajduje się czerwony ił głębinowy. Przy brzegach Antarktydy zalegają osady lodowcowe. Na szelfach występują wielkie złoża ropy naftowej i gazu ziemnego, rudy ołowiu i fosforyty. Wśród minerałów ciężkich spotyka się złoto. Dno basenów zalegają konkrecje żelazisto-manganowe. Cenne rudy znajdują się w strefach ryftowych, w tym w ryfcie Morza Czerwonego. Na klimat północnej części Oceanu Indyjskiego ma wpływ monsun kształtujący się wskutek występowania rozległych ośrodków ciśnienia atmosferycznego nad południowo-wschodnią Azją: wielkiego Wyżu Wschodnioazjatyckiego zimą i Niżu Południowoazjatyckiego latem. Na półkuli południowej panuje przez cały rok stacjonarny Wyż Południowoindyjski. Na południe od tego wyżu zalega równolegle do brzegów Antarktydy pas niżów frontu polarnego. W związku z niewielkim zasięgiem oceanu na półkuli północnej występuje tu tylko front równikowy (wewnątrztropikalny): w okresie zimowym przesuwa się poza równik na półkulę południową, a w okresie lata przemieszcza się na północ od równika w rejon południowej Azji. Temu rozkładowi głównych ośrodków ciśnienia atmosferycznego odpowiadają sezonowe gwałtowne zmiany układu wiatrów w północnej części oceanu. Latem wskutek silnego nagrzewania się lądu występuje monsun letni z nasileniem w czerwcu w ciągu kilku dni, przy czym towarzyszą mu silne opady i znaczne odchylanie zwierciadła morza, przyczyniające się do upwellingu przy brzegach afrykańskich. Wiatry wieją wówczas w kierunku kontynentu. Na powierzchni morza występuje wkrótce po rozpoczęciu się monsunu Prąd Somalijski, przechodzący w Prąd Monsunowy skierowany na wschód do Wysp Sundajskich. Zimą (XIII/IV) następuje odwrócenie monsunu letniego, wiatry wieją z północnego wschodu, czyli w części północnej oceanu powracają warunki cyrkulacji pasatowej. Dostosowują się do tego prądy morskie, które skierowane są w tym okresie w strefie równika na zachód. Opisany reżim monsunowy wywiera silny wpływ na warunki klimatyczne i hydrologiczne w północnej części oceanu. W strefie stacjonarnego Wyżu

Południowoindyjskiego cyrkulacja atmosferyczna ma przebieg podobny, jak w pozostałych oceanach. Ocean Indyjski odznacza się w swej części północnej gorącym klimatem wskutek zamknięcia od strony północnej. Są tu korzystne warunki żeglugi, jest mało mgieł, nie występują zjawiska zlodzenia. Rozróżnia się trzy strefy klimatyczne: gorącą, gdzie na równiku przez cały rok temperatura powietrza osiąga 28°C, a na półkuli północnej 2527°C latem, do 29°C w maju i 22-23°C zimą; umiarkowaną - w części południowej oceanu, o temperaturze średniej ok. 0°C i małej zmienności rocznej; polarną - w pobliżu Antarktydy o większej zmienności warunków meteorologicznych. Opady są zróżnicowane. Najniższe wartości opadu rocznego rzędu 100 mm notuje się w rejonie Półwyspu Arabskiego w masie powietrza kontynentalnego, największe - w pasie równikowym we wschodniej części oceanu, gdzie występują opady przekraczające 2000 - 3000 mm, przy stałym zachmurzeniu przez cały rok. Sezonowo bardzo intensywne opady obserwuje się przy wybrzeżach Indii, a szczególnie we wschodniej części Morza Andamańskiego. Od równika ilość opadów zmniejsza się w kierunku centrum wyżu na zwrotniku Koziorożca, z przesunięciem ku brzegom Australii, oraz ku brzegom Antarktydy. W szerokościach międzyzwrotnikowych latem i jesienią występują niszczące tajfuny wskutek przerywania się frontu równikowego. Geneza tych zjawisk nie jest dostatecznie wyjaśniona. Za rejon cyklogenny uważa się ujście rzeki Zambezi. W północnej części Ocean Indyjski jest bardzo ciepły. Temperatura wody na powierzchni wynosi 27 - 28°C, a w maju, najcieplejszym miesiącu, przekracza 28 - 29°C na całym obszarze na północ od równika. Latem, wskutek monsunu, temperatura wody spada, a przy brzegach Afryki pojawiają się zimniejsze o kilka stopni wody głębinowe (upwelling). Ogólny wpływ zmiennej w ciągu roku cyrkulacji wód na temperaturę wody jest jednak niewielki, ocean w strefie międzyzwrotnikowej jest ciepły przez cały rok. Większe kontrasty temperatury zaznaczają się w wewnątrzkontynentalnych morzach. W Morzu Czerwonym i Zatoce Perskiej temperatura wody w sierpniu znacznie przekracza 30°C, a zimą obniża się do 17,5°C w Morzu Czerwonym i do 15°C w Zatoce Perskiej. Na półkuli południowej rozkład temperatury wody jest strefowy: od wysokich wartości na równiku do temperatury poniżej 0°C przy brzegach Antarktydy. Średnia temperatura wody oceanu na powierzchni nie jest wysoka (17°C), co wiąże się z silnymi wpływami zimnych wód antarktycznych na ten ocean. Ogólna

średnia temperatura całej masy wód jest jednak stosunkowo wysoka wynosi 3,72°C. Zlodzenie występuje tylko na wodach antarktycznych do 55° szer. geogr. pd. latem (sierpień-wrzesień) i 65°- 68° szer. geogr. pd. zimą (luty-marzec). Gór lodowych jest szczególnie wiele między 40 i 80° dł. geogr. wsch. i są wynoszone do 40° szer. geogr. pd., a w części wschodniej do 35° szer. geogr. pd. Zasolenie wód powierzchniowych w części północnej oceanu odznacza się dużym zróżnicowaniem i zmiennością sezonową uwarunkowaną reżimem monsunowym w tej części oceanu. Latem wskutek przemieszczania się wód w kierunku wschodnim cofa się strefa wysłodzenia wód w części wschodniej, a szczególnie w Zatoce Bengalskiej i w jej zaklęsłości przy ujściach Gangesu i Brahmaputry występuje skrajnie niskie zasolenie: poniżej 31‰, a w zatoce Martaban nawet poniżej 20‰. Cały obszar wschodni, prawie po zwrotnik Koziorożca, wykazuje obniżone zasolenie (poniżej 35‰) wskutek obfitego dopływu wód rzecznych i dużych opadów. W części zachodniej występuje zasolenie powyżej 35‰ i zwiększa się w kierunku Morza Arabskiego do ponad 36,5‰. Największe zasolenie notuje się latem w Zatoce Perskiej (do ponad 40‰) i w Morzu Czerwonym (ponad 41‰) W zimie, pod wpływem wiatrów północno-wschodnich strefa wysokiego zasolenia cofa się w kierunku zachodnim, a kontrasty zasolenia zmniejszają się. Na półkuli południowej rozkład zasolenia jest w zasadzie stały i przez cały rok izohaliny mają przebieg równoleżnikowy. Największe zasolenie występuje pośrodku Wyżu Południowoindyjskiego (ok. 30° szer. geogr. pd.), z przesunięciem ku Australii i wynosi ono ponad 36‰. Od tego obszaru zasolenie regularnie zmniejsza się w kierunku brzegów Antarktydy do poniżej 33,5‰. Średnie zasolenie wód Oceanu Indyjskiego wynosi 34,76‰. Największa gęstość wody 1027 kg/m3 występuje w rejonie antarktycznym, zmniejsza się w kierunku północnym, osiągając wartości minimalne 1018 - 1022 kg/m3 w części północno-wschodniej, w szczególności w Zatoce Bengalskiej. Układ prądów w Oceanie Indyjskim jest nietypowy. Zależy on od reżimu monsunowego. Latem przy wiatrach południowo-zachodnich powstaje bardzo silny (2,5-3,5 m/s) Prąd Somalijski rozpoczynający się w rejonie 5-6° szer. geogr. pd. i kierujący się wzdłuż brzegów Afryki na północny wschód. Związany z nim jest upwelling, przejawiający się wypływaniem oliwkowozielonej wody głębinowej o temperaturze 14 -

15°C; to tłumaczy brak raf koralowych w tym rejonie. Obserwuje się tu wysoką produkcję biologiczną, silne zapylenie, mgły i deszcze. Wraz z Prądem Monsunowym kierującym się na wschód do Wysp Sundajskich następuje spychanie słonych wód morskich do strefy wysokich opadów i dużych dopływów wód rzecznych w Zatoce Bengalskiej i Morzu Andamańskim. Działanie monsunu letniego sięga aż do równika. Na południe od równika podąża na zachód Prąd Południoworównikowy z morza Timor, zasilany przez zimne wody przychodzące z południa, z okolic podbiegunowych wraz z Prądem Zachodnioaustralijskim, i nagrzewający się w drodze do Kanału Mozambickiego, gdzie przechodzi w silny, ciepły Prąd Mozambicki, a następnie w Prąd Agulhas kierujący się do Przylądka Igielnego. Tu spotyka Prąd Wiatrów Zachodnich zmierzający na wschód, od którego odgałęzia się wspomniany już Prąd Zachodnioaustralijski, który zamyka wielki obieg antycyklonalny wód na półkuli południowej. Przy brzegach Antarktydy występuje skierowany na zachód Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy, zwany również Dryfem Wschodnim. Zimą cyrkulacja wód w części północnej oceanu odwraca się. W strefie równikowej płynie na zachód Prąd Północnorównikowy. Z tym prądem związany jest upwelling przy wybrzeżach Indii. Na południe od równika pojawia się Równikowy Prąd Wsteczny skierowany na wschód. Poza tym ruch wód na półkuli południowej jest podobny, jak w okresie letnim. Cyrkulacja wód jest tu dosyć stała, podczas gdy na północy, począwszy od 10° szer. geogr. pd. występuje duża zmienność sezonowa prądów pod wpływem monsunu, co jest osobliwością Oceanu Indyjskiego. Charakterystyczne są też ruchy pionowe wód w obszarach upwellingu i w części północno-zachodniej oceanu w formie ruchów konwekcyjnych wywoływanych przez zwiększenie gęstości wód powierzchniowych wskutek silnego parowania. Ruchy pionowe występują również w strefach frontów hydrologicznych. Typowe dla Oceanu Indyjskiego jest duże zróżnicowanie mas wodnych podpowierzchniowych i głębinowych. Szczególnymi obszarami tworzenia się tych mas są: Morze Czerwone, Zatoka Perska, Morze Arabskie, morze Timor i rejon antaktyczny. Falowanie wiatrowe różni się w zależności od strefy występowania. Rozróżnia się strefę wiatrów zachodnich w południowej części oceanu o silnym i umiarkowanym falowaniu przez cały rok, strefę południowo-wschodniego pasatu o słabym i umiarkowanym falowaniu i strefę monsunową o dużej zmienności sezonowej. W tej ostatniej strefie falowanie w okresie zimowym jest słabe, ożywia się znacznie podczas

monsunu letniego, szczególnie od czerwca do sierpnia. Częste są szkwały i sztormy. Pływy są półdobowe i nieregularne półdobowe, na ogół niezbyt wielkie. Przy otwartych brzegach i wyspach rozpiętość pływów jest zwykle mniejsza od 2 m, w Kanale Mozambickim nie przekracza 4 m, tylko w zaklęsłościach niektórych zatok osiąga od 5 - 7 m do 11,9 m (w Zatoce Kambajskiej), lecz w ogóle jest większa niż w Oceanie Spokojnym. Świat żywy Oceanu Indyjskiego jest podobny, jak w regionie zachodniopacyficznym, co odnosi się szczególnie do fauny pelagicznej i głębinowej. Prawie cały ocean leży w strefie międzyzwrotnikowej i umiarkowanej (strefa notalna) oraz antarktycznej. Strefa międzyzwrotnikowa jest najbogatsza pod względem zróżnicowania gatunków - z licznymi rodzinami endemicznymi, jak syreny (diugoni Dugongidae), węże morskie (Hydrophidae), liczne ryby i mięczaki. Najwięcej endemitów występuje w Morzu Czerwonym. Liczne są silnie fosforyzujące jednokomórkowce, występują muszle perłowe, gąbki, koralowce, zarośla mangrowe ze specjalną fauną. Najwięcej gatunków notuje się w północno-wschodniej części oceanu. Bardzo duże ilości planktonu występują w Morzu Arabskim, między Morzem Czerwonym a Cejlonem. Strefę umiarkowaną cechuje ubóstwo rodzajów zwierząt i roślin. Występują tu ławice wielkich wodorostów czerwonych i brunatnych oraz zarośla makrofitów przy brzegach Australii i południowej Afryki oraz wokół wysp. Na obszarach głębinowych spotyka się rekiny i tuńczyki. W strefie antarktycznej brak jest roślin, natomiast występuje dużo ryb i ptaków oraz jest wiele planktonu. Pod względem rybołówstwa Ocean Indyjski jest słabo wykorzystywany (5% połowów światowych). W połowach dominują ryby okoniokształtne, tuńczykowate oraz śledziokształtne z sardynelą na czele. Dużą rolę odgrywają ryby egzotyczne (np. bombajka Harpodon nehereus, ariusy Tachysaures i żarłacze) oraz skorupiaki (langusty, krewetki). Wiele jest kalmarów, spotyka się duże ssaki morskie (wieloryby i in.). Część zachodnia oceanu jest niemal dwukrotnie bardziej wydajna od części wschodniej. W zimnych wodach podbiegunowych łowi się ryby antarktyczne i obficie występującego skorupiaka - kryla.

4.1 KANAŁ MOZAMBICKI Duży i na ogół głęboki obszar wodny między wschodnim brzegiem Afryki a Madagaskarem, zamknięty od północy archipelagiem Komorów, od południa otwarty na Basen Mozambicki, a odcięty granicą umowną przechodzącą przez przylądek Sainte-Marie na Madagaskarze i Ponta Ouro na kontynencie. Według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako traktowany jako odrębne morze. Jego długość wynosi 1760 km, najmniejsza szerokość 422 km, najmniejsza głębokość na farwaterze 117 m. Temperatura wody powierzchniowej w lutym osiąga od 26-27°C na krańcu południowym do 28°C na północnym, w sierpniu odpowiednio 22 i 24°C. Zasolenie jest na ogół ponad 35‰, niższe w rejonach ujściowych afrykańskich rzek (Zambezi i in.). Przez kanał przepływa ciepły Prąd Mozambicki o prędkości 50-75 cm/s, przechodzący na południu w Prąd Agulhas (Przylądka Igielnego). Główne porty to: Mozambik, Beira (na wybrzeżu Mozambiku) i Mahajanga (na Madagaskarze).

4.2. MORZE CZERWONE Jest to międzykontynentalne morze (morze śródziemne) Oceanu Indyjskiego położone między Afryką a Półwyspem Arabskim (południowo-zachodnia Azja), o kształcie wrzecionowatym (długość ok. 2000 km, szerokość 150-300 km), utworzone na skutek pęknięcia tektonicznego skorupy Ziemi. Łączy się przez cieśninę Bab al-Mandab z Oceanem Indyjskim (przez Zatokę Adeńską), zaś przez Kanał Sueski z Morzem Śródziemnym (patrz podrozdz. 7.10). Powierzchnia morza ma 460000 km2, objętość 201000 km3, średnia głębokość 437 m, maksymalna głębokość 3040 m. Brzegi są mało urozmaicone, z licznymi rafami koralowymi. W północnym krańcu morza wydłużona Zatoka Sueska i mniejsza, lecz również wąska zatoka Akaba obejmują półwysep Synaj. W południowej części występują grupy niewielkich wysp: Dahlak, Farasan, Kamaran, Zukar. Wąska rynna basenu głębokowodnego morza to ryft z wysokimi, miejscami stromymi zboczami. Głębokość w osi ryftu wynosi 2000 - 2500 m, a w środkowej części morza 3040 m. Szelf w północnej części morza jest bardzo wąski (10 - 20 km), miejscami zanika zupełnie (w zatoce Akaba), rozszerza się na południu do 100 - 120 km (płycizna Farasan). W cieśninie Bab alMandab szelf ma szerokość 60 - 70 km i pozostawia tylko wąskie przejście otoczone rafami i skałami. Szerokość cieśniny wynosi 26,5 km, najmniejsza głębokość na progu ok. 140 m (patrz podrozdz. 7.9). Osady na dnie morza są częściowo pochodzenia biogenicznego, częściowo

tworzy je rumowisko z raf koralowych, a w części drobnoziarnisty pył z kontynentu przynoszony przez wiatry. Przeważają pelagiczne muły wapienne (foraminifera i coccolithophorida). W ryfcie, na głębokości 2200 m i głębiej odkryto w latach sześćdziesiątych głębie (kotły) wypełnione solanką o temperaturze do 72°C i zasoleniu średnim 270‰ (maksymalnie do 315‰), o miąższości 200-300 m. Jej skład chemiczny znacznie odbiega od składu soli morskiej. Roztwory zawierają duże ilości żelaza, niklu, cynku, miedzi, manganu, a także ołowiu, srebra i złota, ponadto praktycznie nie mieszają się z otaczającą mniej gęstą wodą, będąc czymś w rodzaju półpłynnej polimetalicznej rudy. Morze Czerwone jest bardzo ciepłe. Temperatura powietrza jest bardzo wysoka przez cały rok, chociaż zaznaczają się wyraźnie zmiany sezonowe. W styczniu przy Bab al-Mandab średnia temperatura wynosi 24°C, a w części północnej morza zmniejsza się do 15,5°C, zaś w najcieplejszym miesiącu, lipcu, odpowiednie średnie wynoszą 32,5°C i 27,5°C. Temperatura wody w warstwie powierzchniowej jest w związku z tym bardzo wysoka - latem (sierpień) wynosi od 27°C na północy do 32°C w rejonie płycizn na południu. Zimą (luty) następuje obniżenie temperatury _ wody o 5 - 6°C i wtedy w części południowej w warstwie konwekcji wynosi ona ok. 26,5°C, w północnej 20-22°C, a na najbardziej północnych krańcach spada do 18°C. Ilość opadów jest niewielka: 200 220 mm/rok w części południowej morza i zaledwie do 30 - 50 mm/rok w północnej. Do Morza Czerwonego nie uchodzi żadna rzeka, istnieje tylko dopływ okresowy wody słodkiej po opadach. Parowanie osiąga 210 cm/rok (według niektórych danych 250 cm/rok i ponad). Ujemny bilans wodny kompensuje napływ przez Bab al-Mandab wód z Zatoki Adeńskiej. Deficyt wody słodkiej szacuje się na 1000 km3/rok, napływ wód ocenia się na 10 100 km3/rok, odpływ wód z morza na 9100 km3/rok. W zimie w cieśninie obserwuje się dwuwarstwowy system prądów: w warstwie górnej (do 100 m głębokości) płynie prąd z Zatoki Adeńskiej do morza, w dolnej prąd gradientowy wyprowadza wody o dużym zasoleniu do Zatoki Adeńskiej. Latem system komplikuje się. W związku ze zmianą kierunku wiatrów rozwija się wtedy do głębokości 2550 m prąd dryfowy skierowany z Morza Czerwonego do Zatoki Adeńskiej. Poniżej tej warstwy, do głębokości 100 - 150 m, istnieje prąd skierowany odwrotnie, będący prądem kompensacyjnym w stosunku do odprowadzania wód powierzchniowych i ubytków wody wskutek parowania. W warstwie przydennej wyprowadzający prąd gradientowy uwarunkowany jest różnicą zasolenia wód po obu stronach progu cieśniny (podobnie jak zimą).

Ryc. 48. Głębie w ryfcie Morza Czerwonego (m)

Cyrkulacja wód w samym morzu wiąże się z procesami głębokiej konwekcji: wody powierzchniowe przemieszczające się ku północy zwiększają swe zasolenie i zimą znacznie ochładzają się, a następnie opadają do strefy głębinowej i przemieszczają się jako przeciwprąd w kierunku cieśniny. Istotne znaczenie w tworzeniu się głębinowych wód Morza Czerwonego mają zatoki: Sueska i Akaba. Zimą powstająca tu masa wodna ma temperaturę 21,6-21,7°C, zasolenie ok. 40,6°‰ i gęstość umowną 28,5 - 28,6. Masa ta zajmuje ok. 75% objętości morza. Latem wierzchnia warstwa wód mocno się nagrzewa, a pod wpływem silnych wiatrów ulega przemieszaniu do głębokości 40 - 50 m w

północnej części morza i do 20 m w pobliżu cieśniny, przy czym zasolenie wody wzrasta do ok. 38 – 39‰ na południu i do 42‰ na północy. Przezroczystość wody w Morzu Czerwonym jest bardzo duża, osiąga 50 m, a barwa wody zielononiebieska. Zawartość rozpuszczonego tlenu w górnej warstwie wód jest bliska stanu nasycenia, w masie wód głębinowych wynosi 2 – 3‰ w stosunku objętościowym. Na głębokości 300 - 500 m znajduje się warstwa minimum tlenowego o zawartości tlenu do 0,5‰. Przeważają pływy półdobowe, wysokości do 0,6 m. Tylko w Zatoce Sueskiej wysokość pływu może osiągać miejscami 1,8 m. Również w pobliżu Bab al-Mandab pływy są większe, do l,0 m. Nieznaczne pływy w środkowej części morza mają charakter pływów dobowych. Sezonowe zmiany poziomu wody związane z wahaniami ciśnienia atmosferycznego, parowaniem i wymianą wód nie przekraczają 30 cm. Rejon Morza Czerwonego należy do najbardziej bezludnych w gorącej strefie pustyń. Produkcja pierwotna dobowa w ciągu roku jest mimo to dość znaczna (do 250 - 500 mgC/m2), co stwarza kontrast między intensywnym życiem w morzu i martwym otoczeniem lądowym. Jednakże rybołówstwo nie ma większego znaczenia, natomiast wydobywa się cenne korale oraz perły. W Zatoce Sueskiej eksploatuje się złoża ropy. Największe znaczenie ma morze jako droga żeglugowa łącząca oceany: Atlantycki z Indyjskim, będąca najkrótszym połączeniem morskim Europy z Dalekim Wschodem i pierwszorzędnym szlakiem transportu towarów (15% przewozów światowych). Głównymi portami są: Suez w Egipcie, Port Sudan w Sudanie, Dżudda w Arabii Saudyjskiej, Massaua w Etiopii, Al-Hudajda w Jemenie. Nazwę morza wywodzi się od zabarwienia wód przez okresowe masowe pojawianie się glonów sinic zawierających czerwony pigment (Trichodesmium erythraeum) lub od czerwonych skał znajdujących się po obu stronach wyjścia z tego morza (cieśnina Bab al-Mandab). W starożytności nazywało się Morzem Arabskim (Sinus Arabicus), natomiast nazwę Morza Czerwonego (Erythraeum Mare) nosiły wody dzisiejszego Morza Arabskiego po jego zachodniej stronie (od Półwyspu Arabskiego do. Pemby na wybrzeżu afrykańskim).

4.3. ZATOKA ADEŃSKA W myśl instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jest to obszar morski położony między północnym wybrzeżem Somalii a Półwyspem Arabskim, łączący się przez cieśninę Bab al-Mandab z Morzem Czerwonym, a od Morza Arabskiego oddzielony na wschodzie granicą umowną biegnącą wzdłuż południka przechodzącego przez

przylądek Guardafui (51°16' szer. geogr. wsch.). Powierzchnia zatoki wynosi 259 000 km2, objętość 352 000 km3, średnia głębokość 1359 m, maksymalna głębokość 4525 m. Skłony kontynentalne Afryki i Półwyspu Arabskiego opadają gwałtownie (spadek 12 -15° w części afrykańskiej i do 20 - 30° w arabskiej) na duże głębokości 2000-3500 m. Wzdłuż zatoki przechodzi Grzbiet Śródadeński (przedłużenie oceanicznego Grzbietu Arabsko-Indyjskiego), który w partiach szczytowych osiąga głębokości poniżej 1000 m, a w dolinie ryftowej powyżej 4000 m. Morze jest bardzo ciepłe: w sezonie zimowym (XI-II) temperatura wody jest wyższa od 25°C, a wiosną i latem (V, VIII) przekracza nawet 28°C (najwyższa temperatura na wiosnę). Zasolenie wody jest duże zimą (ponad 36‰), natomiast latem (VIII) maleje do poniżej 35‰ przy brzegach Półwyspu Arabskiego. Opada tam wtedy także temperatura wody do poniżej 20°C, co jest związane z upwellingiem przy brzegach-afrykańskich podczas monsunu letniego. Jest to rejon suchy, o małej ilości opadów (100 mm/rok przy brzegach Półwyspu Arabskiego). W warstwie powierzchniowej Zatoki Adeńskiej utrzymuje się przez większą część roku napływ wód oceanicznych uzupełniający deficyt wód w Morzu Czerwonym, w warstwach głębinowych gęste i ciepłe wody pochodzenia czerwonomorskiego przepływają zatokę i tworzą w Morzu Arabskim masę wodną Morza Czerwonego. Pływy są w Zatoce Adeńskiej półdobowe nieregularne wysokości do 2,9 m. Głównym portem jest Aden (Jemen), a po stronie afrykańskiej Dżibuti.

4.4. ZATOKA PERSKA Jest to niewielkie i płytkie szelfowe morze międzykontynentalne przy brzegach Azji Południowo-Zachodniej między Iranem a Półwyspem Arabskim, łączące się przez cieśninę Ormuz z Zatoką Omańską i Morzem Arabskim. Powierzchnia zatoki wynosi 240000 km2, objętość 10 000 km3, średnia głębokość 42 m, maksymalna głębokość 115 m. Przeważają głębokości mniejsze od 50 m. W części północnej wybrzeża istnieje wielka równina utworzona z osadów Eufratu i Tygrysu, łączących się na odcinku ujściowym w jedno koryto Szatt al-Arab (długość 195 km), przyjmujących jeszcze lewy dopływ Karun. Rzeki te tworzą wielką, narastającą deltę (48 000 km2) w północnej części zatoki. Ukształtowanie dna jest dość skomplikowane mimo niewielkich głębokości. Liczne są ławice, skały, wyspy otoczone rafami koralowymi. Rafy występują też przy brzegach Półwyspu Arabskiego. Największe głębokości znajdują się w rejonie brzegu irańskiego w pobliżu cieśniny Ormuz. W tej cieśninie przeważają głębokości 50-90 m, lecz środkiem

między skalistymi wysepkami ciągnie się wąska rynna z maksymalną głębokością 256 m. Dno morza wyścielają głównie osady wapienne pochodzące z rozpadu struktur koralowcowych i z wytrącanych z wód o podwyższonej zawartości soli składników wskutek intensywnego parowania. Grubsze frakcje tworzą szczątki muszli, igieł i skorup organizmów morskich. W północnej części zatoki przeważa materiał terygeniczny (piaski i muły), także w cieśninie Ormuz dno pokrywają piaski. Zatoka znajduje się w strefie suchej, w obszarze przejściowym między kontynentalnym klimatem ciepłym i gorącym. Lato jest długie, suche, słoneczne i gorące z burzami pyłowymi, zima natomiast chłodna (temperatura ok. 15°C) z ulewnymi deszczami w północnej części zlewiska. Opadów jest niewiele: najmniej w części południowozachodniej - poniżej 100 mm/rok, w kierunku na północny wschód ich ilość zwiększa się do 250-270 mm/rok, natomiast średnio na całym morzu wynosi 150 mm/rok. Parowanie osiąga wartość 180 cm/rok. Dopływ wód rzecznych jest znaczny w północnej części morza, 75 km3/rok, co odpowiada warstwie wody równej 27 cm. W efekcie deficyt wody słodkiej równy jest warstwie wody grubości ok. 1,5 m.

Ryc. 49. Ukształtowanie dna Zatoki Perskiej

Ujemny bilans wodny warunkuje cyrkulację wód, która wyrównuje deficyt przez napływ wód z Zatoki Omańskiej wzdłuż wschodnich brzegów morza. Odwrotny prąd płynie od zaklęsłości zatoki przy brzegach zachodnich i południowych, a więc cyrkulacja wykazuje skręt cyklonalny. Bardziej gęste wody wypływają z Zatoki Perskiej w warstwie przydennej. Wymianę wód modyfikują wiatry: przy wietrze południowo-wschodnim zwiększa się napływ wody do zatoki, a przy silnych wiatrach północnozachodnich może występować odpływ wód w całym przekroju cieśniny. Temperatura wody osiąga w sierpniu 34-35°C, lecz zimą obniża się o ponad 10°C i w lutym wynosi 20-21°C w cieśninie Ormuz i 15-16°C w północnej płytkiej części zatoki. Zasolenie wody jest bardzo duże: przy wyjściu do morza wynosi 37 – 38‰, w kierunku zachodnim i północnozachodnim zwiększa się do 40-41‰, zaś w płytkowodnym rejonie południowo-zachodnim odnotowano przy brzegu nawet 60‰. Obniżenie zasolenia do 30‰ obserwuje się tylko w pobliżu ujścia Szatt al-Arab. Sezonowe wahania poziomu morza wynoszą ok. 25 cm, lecz na niektórych odcinkach osiągają 80 cm. Krótkotrwałe wahania wiatrowe stanów wód są jeszcze większe i powodują powodzie na nisko położonych odcinkach wybrzeża. Pływy są półdobowe nieregularne, miejscami dobowe nieregularne wysokości w okresach syzygium do 3,l m przy wejściu do zatoki, w samym morzu 1,1-1,6 m i do 3,1- 3,4 w północnej części zatoki. W związku z płytkością zatoki występują silne prądy pływowe do 200 cm/s w południowej części cieśniny Ormuz, ale i w otwartych wodach zatoki osiągają prędkość 50-75 cm/s i ponad w zwężeniach między wyspami i przy wejściach do zatok. Przy silnych wiatrach północno-zachodnich rozwija się niekiedy znaczne falowanie sztormowe, lecz wysokość fali rzadko przekracza 3 m. Płytkie wody Zatoki Perskiej są dobrze wymieszane, a zatem bogate w tlen i w substancje odżywcze, co sprzyja produkcji biologicznej. Łowi się tu 40 gatunków ryb. Szczególne znaczenie ma pozyskiwanie pereł i macicy perłowej. Największym bogactwem rejonu są jednak złoża ropy naftowej i gazu ziemnego, których eksploatacja wysuwa się na pierwsze miejsce na świecie (1/3 zasobów światowych). Od połowy lat siedemdziesiątych funkcjonuje tu 21 portów naftowych. Czynne są też liczne zakłady przemysłowe odsalania wody morskiej, o łącznej produkcji ok. 29 mln m3 wody, co odpowiada ilości ok. 5231/mieszk./dobę. Morze odgrywa dużą rolę jako droga wodna. Główne porty to: Al-faz i Al-Basra w Iraku, Abadan i Banda-e Szahpzr w Iranie, Kuwejt i Mina al-Ahmadi w Kuwejcie, Ras Tannzrah w Arabii Saudyjskiej, Al-Manama w Bahrajnie, Mzsajid w Katarze. Zatoka Perska nazywała się w czasach rzymskich

Zatoką Arabską (Sinus Arabiczs) i powrót do tej nazwy lansuje się obecnie w Iraku. W nomenklaturze Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako nosi nazwę Zatoki Irańskiej (Golfe d'Iran), a wtórnie Zatoki Perskiej (Golfe Persiqze).

4.5. ZATOKA OMAŃSKA Jest to według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako odrębny obszar morski, a w istocie otwarta zatoka Morza Arabskiego między brzegami Iranu i Półwyspem Arabskim (Oman), łącząca się przez cieśninę Ormuz z Zatoką Perską, od strony Oceanu Indyjskiego oddzielona granicą umowną od przylądka Ra's al-Hadd do Ra's Jiynni na wybrzeżu pakistańskim. Powierzchnia zatoki wynosi 112 000 km2, objętość 156 000 km3, średnia głębokość 1393 m, maksymalna głębokość 3694 m. Morze jest bardzo ciepłe, o temperaturze wody przez cały rok powyżej 20°C, a w maju powyżej 28°C; klimat jest suchy roczna suma opadów na brzegach wynosi 100-250 mm; zasolenie wody jest wysokie: 36,5-38‰w lecie. Prądy warunkuje reżim monsunowy: zimą są o kierunku zachodnim, latem wschodnim. Główny port to Maskat w Omanie.

4.6. MORZE ARABSKIE Jest to duże morze Oceanu Indyjskiego między półwyspami: Arabskim i Indyjskim. Według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako od południa zamyka się granicą umowną łączącą przylądek Hafzn w Afryce (Somalia) z atolem Addz na południowym krańcu Malediwów. Instrukcja wyłącza z obszaru morza zatoki: Adenską i Omańską oraz Morze Lakkadiwskie. Według innej koncepcji (Schott 1935) granica biegnie od Goa na Półwyspie Indyjskim po zachodniej stronie Lakkadiwów i Malediwów do równika i dalej, odchylając się nieco na południe, do wybrzeża afrykańskiego w pobliżu Mombasy (ok. 5° szer. geogr. pd.). Włączając zatoki: Adeńską, Omańską i Perską powierzchnia morza wynosi 4,832 mln km2, objętość 14,523 mln km3, średnia głębokość 3006 m, maksymalna głębokość 5803 m. Wysp na tym morzu jest mało (Sokotra, Masira, Kuria Muria i in.). Rzeźba dna jest bardzo skomplikowana: szelf różnej szerokości, od kilkuset metrów do 350 km (Zatoka Kambajska), u ujścia Indusu przecięty podwodnym kanionem (szerokości do 10 km, głębokości ok. 1 km), stok kontynentalny Afryki i w Zatoce Adeńskiej stromy (12-30°) z bardzo skomplikowanym profilem w północnej części morza (serie stromych stopni) ogólnej wysokości 3300 m, głębokie łoże morza podzielone na

baseny przez podwodne grzbiety i wzniesienia. Od południa w kierunku Sokotry podchodzi Grzbiet Arabsko-Indyjski (Grzbiet Carlsberga), rozdzielający baseny: Somalijski (tylko częściowo wchodzący w obszar Morza Arabskiego) i Arabski z największymi głębokościami 1800 - 3000 m. W północnej części grzbietu istnieje wielka strefa krawędzi Owena, w której obrębie odnotowano największą głębokość morza 5803 m. Na przedpolu Zatoki Omańskiej i wybrzeża Omanu, poczynając od rejonu Karaczi ciągnie się na południowy zachód Grzbiet Murraya odcinający niewielki Basen Omański z głębokościami ponad 3000 m i rowem z maksymalną głębokością 3694 m. Szelf pokrywają przeważnie osady terygeniczne, przy brzegach Półwyspu Arabskiego piaski koralowcowe i muszlowe z domieszką materiału terygenicznego. Stok kontynentalny pokrywa muł foraminiferowy. Przy północnym brzegu szelf zalega piasek muszlowy, a stok mul terygeniczny. Przy brzegach Półwyspu Indyjskiego występują piaski terygeniczne ze sporą domieszką materiału węglanowego. Znaczne części dna Basenu Arabskiego głębokości ponad 4000 m wyściela ił czerwony, pozostałe płytsze partie muł globigerynowy. Klimat Morza Arabskiego jest gorący o reżimie monsunowym. Zimą panuje tu monsun północno-wschodni o średniej prędkości wiatru 4 - 6 m/s, bez występowania wiatrów sztormowych. Latem kierunek wiatrów zmienia się na południowo-zachodni i wzrasta ich prędkość do średnio 7-9 m/s. W zachodniej części morza wiatr nasila się często do sztormu. Częstość wiatrów o prędkości 16 m/s i ponad wynosi 10-20%. W związku z ustrojem monsunowym zaznaczają się wyraźnie sezonowe zmiany temperatury powietrza: zimą temperatura wynosi 25°C przy południowych krańcach morza i 20°C przy północnych, latem wzrasta do ponad 29°C. Opady rozkładają się bardzo nierównomiernie: w rejonie Półwyspu Arabskiego suma roczna nie przekracza 100 mm, w Zatoce Omańskiej 100-300 mm, w środkowej części morza 500 - 1000 mm, a przy brzegach Półwyspu Indyjskiego 2000 - 3000 mm i lokalnie ponad 3500 mm. Średnio na całe morze przypada warstwa nie większa niż 500 - 600 mm/rok. Parowanie jest znaczne na całej powierzchni morza i wynosi 180 cm/rok. Dopływ rzeczny jest niewielki, z jedną tylko dużą rzeką Indusem (120-122 km3/rok). Średnia roczna warstwa dopływu rzecznego nie przekracza 3-4 cm. Deficyt wody w morzu jest więc znaczny, odpowiada średnio ponad 1-metrowej warstwie wody, w zachodniej części osiąga 1,5 m/rok.

Ryc. 50. Ukształtowanie dna Morza Arabskiego

Ryc. 51. Prądy i rozkład temperatury wody w warstwie powierzchniowej Morza Arabskiego (1 - izobata 200 m, 2 - izotermy, 3 - kierunek prądu)

Tylko przy brzegach Półwyspu Indyjskiego występuje nadmiar wód słodkich wskutek intensywnych opadów podczas monsunu letniego. Morze jest bardzo ciepłe, na jego powierzchni temperatura wody jest przez cały rok na ogół wyższa od 25°C, a w najcieplejszym miesiącu, maju, przewyższa 26 - 28°C. Nieco niższa od przeciętnych wartości temperatura, ale przeważnie wyższa od 20°C, występuje zimą w północnych obszarach morza i w strefie upwellingu przy brzegach Afryki

(tu niekiedy temperatura wody spada poniżej 20°C). Na głębokości 200 m w południowej części morza temperatura wynosi 15°C, w północnej podwyższa się do 18°C w związku z opadaniem ciepłych i słonych wód na skutek intensywnego parowania. Podobny rozkład temperatury wody obserwuje się na głębokości 500 m: 10 i 12°C i na 1000 m: 7 i 8°C. Głębiej gradienty poziome temperatury zanikają i na całym obszarze morza wynosi ona na głębokości 2000 m ok. 3°C, a na głębokości 3000 m ok. 1,8°C. Ogólny rozkład zasolenia wody jest stały w ciągu całego roku: w północnej części morza jest ono wysokie - przeważnie 36-37‰, na południowych krańcach zmniejsza się do 35,5‰. Występują też obszary o zasoleniu mniejszym od 35‰, a mianowicie przy brzegach Półwyspu Indyjskiego wskutek obfitych opadów i wód · obniżonym zasoleniu z Zatoki Bengalskiej oraz przy brzegach afrykańskich w czasie występowania Prądu Somalijskiego wskutek upwellingu i napływania mniej słonych wód równikowych. Na głębokości 200 m rozkład zasolenia jest strefowy: wynosi ono nieco ponad 36‰ na północy i obniża się ku południowym krańcom morza do 35,2-35,3‰. Na głębokościach większych obniżanie się zasolenia zachodzi w kierunku południowo-wschodnim od 35,7 do 35,1‰ na głębokości 500 m i od 35,5 do 35,0‰ na głębokości 1000 m. Na głębokościach 2000 i 3000 m zasolenie wody prawie nie zmienia się na całym obszarze morza i wynosi nieco ponad 34,8‰. Struktura termohaliczna Morza Arabskiego jest dość złożona. Rozróżnia się co najmniej sześć mas wodnych. Cztery z nich o wysokim zasoleniu tworzą się bądź w samym morzu, bądź w sąsiednich obszarach morskich, dwie zaś pochodzą z przekształconych wód południowych obszarów oceanu. Są to: powierzchniowa masa wodna Morza Arabskiego powstająca w warunkach intensywnego parowania i odznaczająca się wysokim zasoleniem (w części północnej morza ponad 36‰, w południowej 35,5-35,4‰); podpowierzchniowa masa wodna tworząca się w północnej części morza w okresie zimowym i rozprzestrzeniająca się na południe w warstwie 100-200 m o zasoleniu ponad 36,5‰, zmniejszającym się w kierunku południowym do 35,4‰; pośrednia masa wodna Zatoki Perskiej · zasoleniu od 36,1‰ w północnej części morza do 35,3‰ na krańcach południowych lokująca się w warstwie 300-400 m; pośrednia masa wodna Morza Czerwonego o zasoleniu od 36,3‰ w zachodniej części morza do 35,2‰ przy południowych krańcach Półwyspu Indyjskiego rozprzestrzeniająca się w warstwie 600 - 900 m; głębinowa masa wodna powstająca na skutek mieszania się wód napływających z

południa z wodą czerwonomorską wykazująca temperaturę 3°C i zasolenie 34,9‰ wreszcie przydenna masa wodna podobnego pochodzenia, · temperaturze 1,6-1,7°C i zasoleniu 34,75 - 34,76‰. Cyrkulacja wód w Morzu Arabskim jest powiązana z monsunowym reżimem wiatrów: zimą podczas monsunu północno-wschodniego ma ukierunkowanie cyklonalne, natomiast latem przy monsunie południowo-zachodnim antycyklonalne. Zimowa cyrkulacja obejmuje tylko górną warstwę morza. Odgałęzienie prądu z Zatoki Bengalskiej przynosi w tym okresie roku wodę o mniejszym zasoleniu (poniżej 35‰) do wschodniej części morza. Dalej prądy kierują się ku brzegom afrykańskim i tam skręcają na południe. Prędkości prądu nie są duże, a ich zasięg w głąb nie przekracza 200 m. Odgałęzienia prądu kierują się do zatok: Omańskiej i Adeńskiej, zaś przy zachodnich wybrzeżach Półwyspu Indyjskiego pojawia się upwelling. Wraz z monsunem letnim, zaczynającym się w kwietniu, cyrkulacja odwraca się. Tworzy się letni prąd monsunowy skierowany na północny wschód i wschód, który rozwija się w pełni od czerwca do sierpnia i trwa do listopada. Prąd ten odznacza się dużymi prędkościami (80-90 cm/s przy brzegach Indii). Przy brzegach afrykańskich pojawia się bardzo silny Prąd Somalijski, z którym jest związany upwelling. Falowanie zimą jest niewielkie wysokość fali nie przekracza 1 m. Wraz z nastaniem monsunu letniego morze ożywia się i falowanie staje się większe. Częstość fal 2metrowych wynosi w tym sezonie 45%. W południowo-zachodniej części morza częstość fal 5-metrowych i ponad osiąga ok. 25%, a niekiedy wysokość fali może dochodzić do 10-12 m. W północnej części falowanie jest znacznie słabsze, nawet podczas cyklonów tropikalnych, ponieważ rozbieg fali jest nieduży. Pływy są półdobowe nieregularne. Wielkość pływów wzrasta w kierunku wschodnim, osiągając 5,7 m w Bombaju, w kierunku południowym zmniejsza się jednak do 1,1 m w pobliżu południowych krańców Półwyspu Indyjskiego. Zawartość tlenu w warstwie powierzchniowej zbliża się do stanu nasycenia: 4,5‰, miejscami 4,75‰, natomiast od głębokości 60-70 m szybko maleje i na 100-110 m występuje minimum tlenowe z zawartością tlenu 1,1‰, a następnie zawartość tlenu nieco wzrasta, lecz na 750-800 m zaznacza się drugie minimum o wartości 0,45‰, co jest związane z rozprzestrzenianiem się na tej głębokości ubogiej w tlen wody czerwonomorskiej. Głębiej, na poziomie 1000 m koncentracja tlenu wzrasta do 1,0‰, na 2000 m do 3,0‰ i na 4000 m do 4‰. W Basenie Omańskim stwierdzono występowanie siarkowodoru w warstwie mini-

mum tlenowego (na głębokościach 40-1000 m). Zawartość fosforanów w wodach powierzchniowych wynosi ok. 1,5 µmol/l i rośnie wraz z głębokością do 3,0 µmol/l na poziomie 1000 m i dalej prawie nie zmienia się. Rybołówstwo uprawiane jest sezonowo, głównie na obszarach upwellingowych: zimą u brzegów Półwyspu Indyjskiego, latem u wybrzeży Afryki i Półwyspu Arabskiego. W otwartych wodach poławia się tuńczyka. Główne porty to: Bombaj w Indiach, Karaczi w Pakistanie. Przez Morze Arabskie biegną ważne światowe szlaki komunikacji morskiej do Zatoki Perskiej i na Daleki Wschód.

4.7. MORZE LAKKADIWSKIE Jest to obszar Oceanu Indyjskiego między Wybrzeżem Malabarskim Indii i Cejlonem a archipelagami Lakkadiwów (27 atoli koralowych) i Malediwów (ponad 2000 małych wysp), tworzącymi łącznie Grzbiet Malediwski, wyodrębniany jako osobne morze w instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako. Jego powierzchnia wynosi 786 000 km2, objętość 1,516 mln km3, średnia głębokość 1929 m, maksymalna głębokość 4131 m. Pośrodku morza rozciąga się głęboka Rynna Lakkadiwów uchodząca do Basenu Środkowoindyjskiego. Morze znajduje się w strefie monsunowej. Podczas monsunu zimowego wiatry z kontynentu azjatyckiego wieją w kierunku południowo-zachodnim i przy wybrzeżach Indii zachodzi wówczas upwelling, tworząc korzystne warunki dla rybołówstwa.

4.8. ZATOKA BENGALSKA Jest to duże morze między Półwyspem Indyjskim i Cejlonem a brzegami Birmy i łańcuchami wysp Andamanów i Nikobarów, oddzielających je od Morza Andamańskiego. Od południa granicę Zatoki Bengalskiej wyznacza linia umowna łącząca południowe krańce Cejlonu (przylądek Dondra) z północnym cyplem Sumatry. Powierzchnia zatoki wynosi 2,191 mln km2, objętość 5,492 mln km3, średnia głębokość 2507 m, maksymalna głębokość 4490 m. W północnej części zatoki znajduje się wielka, rozgałęziona delta Gangesu i Brahmaputry, a na jej przedpolu kanion Gangesu (szerokość na szelfie 15 km, głębokość do 1400 m na skraju szelfu) i stożki napływowe utworzone przez prądy zawiesinowe. Morze tworzy U-kształtny regularny basen otwarty na Ocean Indyjski i opadający na południe, otoczony niezbyt szeroką wstęgą szelfu i stoku kontynentalnego. Tylko w północnej części spłycenie wód jest obszerniejsze, sięga do 100-250 km w głąb zatoki, a dno pokrywają ogromne ilości rumowiska, przynoszonego przez rzeki himalajskie,

zalegającego na odległość 60-150 km na głębokościach mniejszych niż 50 m. Dno basenu obniża się stopniowo do głębokości ok. 4000 m. Wzdłuż

Ryc. 52. Obszar Zatoki Bengalskiej, Morza Andamańskiego i cieśniny Malakka

Nikobarów wklinowuje się od południa Rów Sundajski z głębokościami ponad 4500 m. Poza szelfem dno pokrywają piaski wapienne, na szelfie znajdują się piaski terygeniczne, w pobliżu ujść rzecznych osady składają się z mułów i iłów o ciemniejszym zabarwieniu z małą zawartością węglanu wapnia. Zbocze i dno basenu wyściela mul otwornicowy (foraminifera). Zatoka Bengalska należy do strefy klimatu monsunowego. Zimą (X-IV) wieją wiatry monsunowe z północnego wschodu. Latem występuje monsun południowo-zachodni przynoszący znad Oceanu Indyjskiego bardzo wilgotne powietrze. Opadów jest tu dużo: w zachodniej części morza ich suma roczna wynosi 1500-2000 mm, we wschodniej przekracza 2000 mm. Szczególnie dużo opadów przypada na część północno-wschodnią, gdzie w strefie przybrzeżnej suma roczna przewyższa 3000 mm. Największa ilość opadów występuje podczas monsunu letniego. Parowanie jest dość znaczne (1600 mm/rok), mimo dużej wilgotności. Znaczny jest dopływ rzeczny do zatoki. Tylko Ganges i Brahmaputra wnoszą rocznie 1200 km3 wody słodkiej. W sumie bilans wodny jest dodatni w stosunku do parowania,

wskutek czego zasolenie górnej warstwy wód ulega obniżeniu, szczególnie przy brzegach północno-wschodnich, gdzie może występować zasolenie poniżej 32‰ (w samym zaklęśnięciu zatoki latem nawet poniżej 30‰) W kierunku południowo-zachodnim zasolenie wzrasta, do 34,5‰przy połu dniowych wybrzeżach Cejlonu. Na głębokości 300-400 m zalegają silnie przekształcone wody z Zatoki Perskiej o zasoleniu 35‰. Poniżej tej masy wodnej znajduje się czerwonomorska woda pośrednia, również silnie transformowana, o zasoleniu 35,0‰. Wody głębinowe i przydenne pochodzą z otwartego Oceanu Indyjskiego, wykazując niewielką różnicę w ich zasoleniu (wody głębinowe ok. 34,8‰, wody przydenne 34,75‰). Poziomy rozkład temperatury wody w górnej warstwie wykazuje pewne różnice zimą i latem: zimą temperatura zmniejsza się od 28°C przy południowej granicy zatoki do 25°C w jej części północnej, latem na całej powierzchni przekracza 28°C, a w północnej płytkowodnej części osiąga nawet 29°C. Górna warstwa wód jest silnie wysłodzona, a ochłodzenie wód zimą nie jest wielkie, dlatego konwekcja spowodowana różnicą gęstości sięga niezbyt głęboko, a miąższość warstwy homohalicznej jest uwarunkowana falowaniem wiatrowym oraz eolicznymi wahaniami poziomu morza i pływami przy brzegach. Dolna granica warstwy skokowej nie przekracza 200 m i nieco nachyla się od Andamanów w kierunku Półwyspu Indyjskiego, tak że pod warstwą skokową na głębokości 200 m temperatura wody w rejonie Morza Andamańskiego wynosi 13,5°C, a przy brzegach Indii 15°C. Na głębokości 500 m temperatura wody jest jednorodna na całym obszarze zatoki i tylko niewiele przekracza 9,5°C. Głębiej temperatura jest również jednakowa w całym morzu i wynosi: 6,5°C na 1000 m, 2,8°C na 2000 m i 1,7°C na 3000 m, zaś przy dnie, na południowych krańcach wynosi 1,1°C. Cyrkulacja wód jest antycyklonalna (zimą wymuszana przez monsun północno-wschodni, latem panuje prąd geostroficzny), ale dryfowa cyrkulacja latem zmienia się na cyklonalną pod wpływem wiatrów monsunowych z południowego zachodu. Na głębokości 200 m i niżej cyrkulacja wód staje się nieokreślona i można o niej sądzić tylko na podstawie charakterystyk mas wodnych. Prędkość i stałość prądów jest niewielka i dlatego brak jest intensywniejszych ruchów pionowych. Podnoszenie się wód głębinowych jest tłumione przez uwarstwienie gęstościowe i dlatego zawartość substancji odżywczych w warstwie powierzchniowej jest mała. Nad Zatoką Bengalską przemieszczają się cyklony tropikalne wywołujące olbrzymie fale burzowe, których skutki bywają katastrofalne (wiosną i jesienią).

Ryc. 53. Prądy i rozkład zasolenia (‰) wody w warstwie powierzchniowej Zatoki Bengalskiej i Morza Andamańskiego

Wezbrane wody wkraczają daleko w głąb lądu, szczególnie na obszary delty Gangesu i Brahmaputry i pochłaniają podczas większych katastrof dziesiątki, a nawet setki tysięcy ofiar, np. podczas „potopu XX w." 12/13 listopada 1970 r., kiedy 10-20-metrowa fala zalała 400 km lądu, co spowodowało śmierć 300000-750000 ludzi na wybrzeżach Bengalu Zachodniego i Bangladeszu. Podobnie katastrofalny cyklon 1978 r. pochłonął w delcie Gangesu 300000 ofiar. Sezonowe wahania poziomu wody są znaczne wskutek działania wiatrów monsunowych: u brzegów Półwyspu Indyjskiego osiągają 45 cm, a w północnej części zatoki 120 m (największe w całym wszechoceanie). Pływy są półdobowe regularne, ich wielkość wzrasta w kierunku północnym zatoki do 4,2-5,2 m w syzygium. Rozwój życia organicznego ogranicza słabe dostarczanie-z głębi wód soli pokarmowych. Zawartość tlenu w warstwie powierzchniowej wynosi 4,5‰, na głębokości 100 m – 3‰, przy czym minimum tlenowe, równe 0,1‰, występuje na głębokości 300 m w środkowej części zatoki, a w wodach głębinowych zawartość tlenu wzrasta do 3‰. Stężenie fosforanów w części środkowej jest niewielkie - ok. 0,5 µmol/l, lecz przy brzegach upwelling, w części północno-wschodniej zimą, a w części zachodniej latem, znacznie wzbogaca wody powierzchniowe w sole pokarmowe, do 6-10 µmol/l fosforanów. Produktywność wód jest stosunkowo wysoka w północnej części na obszernym szelfie obficie zasilanym substancjami odżywczymi przez wody rzeczne. W związku z klimatem monsunowym rybołówstwo ma charakter sezonowy. Łowi się makrelę, tuńczyka, płastugi, zbiera ostrygi, trepangi i in. organizmy denne, prowadzi sztuczną hodowlę perłopławów.

Wysłodzenie wód i ich zanieczyszczenie materiałem terygenicznym nie sprzyja rozwojowi koralowców i raf koralowych jest niewiele. Zatoka Bengalska odgrywa dużą rolę w żegludze i transporcie towarów w rejonie Azji Południowej. Głównymi portami są Kalkuta i Madras w Indiach oraz Ćittagong w Bangladeszu.

4.9. MORZE ANDAMAŃSKIE Jest to morze Oceanu Indyjskiego między Półwyspem Indochińskim a ciągami wysp: Andamanów i Nikobarów. Od trony południowej granicą jest linia umowna biegnąca od północnego cypla Sumatry (Pedropunt) do południowego krańca wyspy Phuket przy „zagięciu" Półwyspu Malajskiego. Od zachodu sąsiaduje z Zatoką Bengalską komunikując się z nią przez liczne cieśniny: Preparis Północną, Preparis Południową, Kokosową, Dunkan, Dziesiątego Stopnia, Nikobarską i wiele innych. Jego powierzchnia wynosi 605000 km2, objętość 631000 km3, średnia głębokość 1043 m, maksymalna głębokość 4507 m. U nasady Półwyspu Malajskiego są rozsiane liczne wyspy Archipelagu Mjeik. W północnej części jest duża zatoka Martaban, a sąsiaduje z nią od zachodu wielka delta rzeki Irawadi. Druga duża rzeka Saluin uchodzi na wschodnim brzegu zatoki Martaban. Obie rzeki wnoszą do morza wielkie ilości zawiesin. W północnej części morza szelf osiąga szerokość 150-400 km, wielka jest ilość materiału przynoszonego przez rzeki, szerokie są płycizny o głębokości poniżej 50 m. Szelf rozciąga się szeroko również po wschodniej stronie morza. Po stronie zachodniej istnieje wielkie zagłębienie o dość złożonym urzeźbieniu. Osobliwością morza jest wielki podwodny kanion Martaban, przecinający szelf i stok do głębokości 700 m w odniesieniu do sąsiednich obszarów dna. Osady dna są zróżnicowane: częste są piaski koralowe, na północnych szelfach piaski terygeniczne, muły i iły pochodzenia rzecznego, na dnie głębokowodnym iły, piaski i muły przynoszone przez prądy zawiesinowe z kanionów, miejscami spotyka się popioły wulkaniczne. Klimat morza jest gorący, bardzo wilgotny; wiatry monsunowe latem mają kierunek zbliżony do południowego, zimą do północnego. Zmienność temperatury powietrza przy powierzchni morza jest mała: latem średnie miesięczne równe są 27-28°C, zimą 26°C. Roczna suma opadów w części zachodniej morza wynosi 2000-3000 mm, we wschodniej ponad 3000 mm. Parowanie w związku z dużą wilgotnością powietrza jest nieco obniżone (1400 mm/rok). Roczny dopływ rzeczny odpowiada warstwie wody ponad 1 m na całej powierzchni morza, bilans wodny jest więc dodatni. Prądy powierzchniowe zimą są skierowane na południowy zachód (od zatoki

Martaban). Przez cieśninę Malakka płynie prąd z mórz indonezyjskich, który okrąża od północy Sumatry i wpływa do Oceanu Indyjskiego przez Cieśninę Nikobarską razem z wodami Morza Andamańskiego. Prędkość tego prądu może dochodzić do 50-100 cm/s. Ten układ prądów funkcjonuje przez większą część roku, od września do maja, tylko od czerwca do sierpnia prądy w zachodniej części morza są skierowane na północ w związku z monsunem południowo-zachodnim, a wzdłuż brzegu wschodniego wody przemieszczają się na południe ku cieśninie Malakka. Temperatura wód powierzchniowych jest przez cały rok wysoka, a zasolenie niskie. Temperatura zimą wynosi 27-28°C, latem 29°C, a niekiedy 30°C. Zasolenie wody jest bardzo nierównomierne: w zimie w północnej części wynosi ok. 32‰, a w południowo-zachodniej 33,5‰ (Cieśnina Nikobarska), natomiast latem, gdy zwiększa się ilość opadów i znacznie wzrasta dopływ rzek, zasolenie w północnej części morza spada do 20‰, a nawet w środkowej części nie przekracza 30– 32‰. Kilka cieśnin łączących to morze z Zatoką Bengalską ma głębokości większe niż 200 m, dlatego zasolenie poniżej tej głębokości jest bliskie 35‰, a na głębokości 1000 m równa się 34,9-35,0‰. Temperatura wody na głębokości 200 m wynosi ok. 13°C na całym obszarze morza i stopniowo obniża się do 5°C na głębokim progu najgłębszej Cieśniny Nikobarskiej (ok. 1800 m). Zawartość tlenu w wodach powierzchniowych jest - nieco mniejsza od 4,5‰ i zmniejsza się wraz z głębokością do poniżej 2,0‰ (na głębokościach 500 oraz 1000 m) i do dna pozostaje niska. Stężenie fosforanów w górnej warstwie jest nieznaczne (ok. 0,5 µmol/l), jak wszędzie w wodach strefy gorącej i zwiększa się wraz z głębokością do 1,5, 2,0 i 2,5 µmol/l odpowiednio na głębokościach 100, 500 i 1000 m. Pływy są półdobowe, do 7,2 m wysokości. Poławia się tuńczyka i śledzia. Główne porty to Rangun w Birmie i Penang w Malezji.

4.10. MORZE TIMOR Jest to morze między północno-zachodnim brzegiem Australii a wyspą Timor. Sąsiaduje od wschodu z morzem Arafura, od zachodu przechodzi w głęboki Basen Północnoaustralijski Oceanu Indyjskiego. Jego powierzchnia wynosi 432 000 km2, objętość 188 000 km3, średnia głębokość 435 m, maksymalna głębokość 3310 m. Rozległy szelf w części południowej (Szelf Sahulski) przechodzi na północy w Rów Timorski zamknięty od zachodu progiem głębokości 1800 m, od wschodu - 1400 m. Pośrodku szelfu jest obszerne zagłębienie (do 140 m), nazwane Basenem Bonapartego, otoczone spłyceniami do 20-50 m.

Ukształtowanie dna jest silnie powiązane z systemem erozji subaeralnej na przylegającym lądzie. Osady na szelfie, o niewielkiej na ogół miąższości, są przeważnie wapienne, w Rowie Timorskim zalegają iły z domieszką piasków wapiennych (głównie otwornice), pochodzące z bardzo długiego okresu sedymentacji. Pod względem klimatycznym morze leży na granicy strefy monsunowej i pasatu południowowschodniego. Wiatry monsunowe z południowego wschodu wieją od kwietnia do listopada i w tym okresie wzmacniają wiatry pasatowe. Od grudnia do marca, w porze deszczowej, wiatry są zmienne (monsun z północnego zachodu), zdarzają się też wówczas cyklony tropikalne. Morze jest bardzo ciepłe, najwyższą temperaturę wody powierzchniowej - 31,3°C - obserwowano w kwietniu 1961 r. w południowej części morza, zaś temperaturę 28,7°C przy brzegach wyspy Timor. Minimalna średnia temperatura miesięczna 23°C przypada na sierpień (w południowej części morza), temperatura maksymalna przekraczająca 29°C występuje od listopada do lutego. Zasolenie wód wynosi 34,5-34,7‰. Na Szelfie Sahulskim woda ulega wymieszaniu aż do dna, tworząc troposferyczną masę wodną Oceanu Indyjskiego o temperaturze 20°C i zasoleniu 34,5‰. W głębszych partiach tworzy się chłodniejsza pośrednia masa wodna tego oceanu o indeksach 12°C i 34,6‰. Rów Timorski zasilają przez próg głębinowe wody Oceanu Indyjskiego. W ciągu całego roku przeważa skierowany na południowy zachód Prąd Timorski o niewielkiej prędkości 0,25 - 0,5 m/s. Przy monsunie południowo-wschodnim zasilają go wody mórz: Arafura i Banda. Transport wody w kierunku zachodnim wynosi 1,0-1,5*106 m3/s przez cały rok. Przeważają pływy półdobowe wysokości ponad 2 m na dużej części szelfu, w okolicy Darwin 6 m, maksymalnie 9 m. W estuariach występują bardzo silne prądy pływowe, do 3,5 m/s w ujściu rzeki Victoria. Głównym portem jest Darwin. Nazwa morza pochodzi od malajskiego słowa oznaczającego „wschód" (Staszewski 1959).

4.11. MORZE ARAFURA Jest płytkim morzem położonym między północnym wybrzeżem Australii (Ziemia Arnhema) a Nową Gwineą. Od wschodu łączy się przez Cieśninę Torresa z Morzem Koralowym, od zachodu sąsiaduje z morzem Timor i przez Wyspy Południowo-Wschodnie z morzem Banda i z morzem Seram, od południa przylega doń obszerna zatoka Karpentaria, traktowana niekiedy jako odrębny obszar morski. Jego powierzchnia ma 1,017 mln km2, objętość 157000 km3, średnia głębokość 154 m, największa głębokość 3680 m (dane wraz z Zatoką

Karpentaria). Powierzchnia samego morza Arafura oceniana jest na 650 000 km 2. Większą część morza stanowi szelf pokryty piaskiem i glaukonitowym mułem wapiennym (głębokości 50-80 m). Na jego północnym skraju występuje dość głęboki Rów Aru z osadem terygenicznym, spłycający się w kierunku morza Timor. W głębinowej części północno-zachodniej znajduje się obszar aktywny sejsmicznie. Jest to strefa monsunowa. Morze jest ciepłe: temperatura wody powierzchniowej osiąga maksymalne wartości (28,4°C) latem (od grudnia do lutego), najniższe (26,1°C) zimą (od czerwca do lipca). Zasolenie osiąga 34,35‰. Wody głębinowe Rowu Aru są odnawiane z Oceanu Indyjskiego przez morze Timor, a również z Oceanu Spokojnego przez Morze Moluckie i morze Seram. Prądy powierzchniowe na północy od 8° szer. geogr. pn. są nieregularne i niestałe, w części południowej podczas zimy na południowej półkuli prądy skierowane są przeważnie na zachód z prędkością 0,2-0,4 m/s, latem woda odpływa bądź do Oceanu Indyjskiego, bądź do Morza Koralowego. Pływy są półdobowe nieregularne, wysokości 2,5-7,6 m. Nazwa morza pochodzi od plemienia Alfura (ludzie lasu) (Staszewski 1959).

4.12. ZATOKA KARPENTARIA Jest to zatoka morza Arafura na północnym wybrzeżu Australii, między półwyspem Jork i Ziemią Arnhema (szerokość ok. 600 km, wcięta w ląd do 670 km). Jej powierzchnia wynosi 328000 km2, głębokości nie przekraczają 71 m, średnio między 46-64 m. Ma dwie duże wyspy: Groote Eylandt i Wellesley. Klimat jest monsunowy. Wody są bardzo ciepłe, do 29°C w lutym i poniżej 26°C w sierpniu. Zasolenie w porze suchej (sierpień) wzrasta od poniżej 35‰ przy wejściu do zatoki do ponad 35,5‰ w jej południowo-zachodniej części; w porze deszczowej (grudzień-marzec) wskutek obfitego dopływu z wybrzeża południowego i wschodniego ulega znacznemu obniżeniu. Krążenie wód w zatoce jest zgodne z ruchem wskazówek zegara, a z nim związany jest upwelling we wschodniej części zatoki (sierpień). Pływy są półdobowe nieregularne do 3,2 m. U brzegów silne są prądy pływowe, np. przy wyspie Wellesley 1-1,5 m/s.

4.13. WIELKA ZATOKA AUSTRALIJSKA Wielka, otwarta zatoka na południowym wybrzeżu Australii traktowana jest w instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jako odrębne morze, odcięte linią łączącą przylądek West Cape Howe (położony na zachód od miasta Albany) z Przylądkiem Południowo-

Zachodnim na Tasmanii. Na wschodzie graniczy z Cieśniną Bassa. Jej powierzchnia wynosi 1,335 mln km2, objętość 4,089 mln km3, średnia głębokość 3063 m, maksymalna głębokość 5670 m. W rejonie miasta Adelaide głęboko wcinają się w kontynent zatoki: Spencera i Saint Vincent oraz Encounter Bay, a na południu leży wielka Wyspa Kangura. Wzdłuż wybrzeży rozciąga się ogromny szelf, przechodzący w kierunku południowym w głęboki Basen Południowoaustralijski. Pływy są mieszane i dobowe wysokości do 3 - 6 m. Dużym portem jest Adelaide.

5. OCEAN SPOKOJNY Ocean Spokojny, zwany też Pacyfikiem albo Oceanem Wielkim, a dawniej Morzem Południowym, jest największym, najgłębszym i najstarszym oceanem Ziemi. Ze względu na swą wielką rozciągłość równoleżnikową (19500 km między zatokami: Panamską i Tajlandzką) i południkową (15800 km między cieśniną Beringa i Antarktydą) jest oceanem najbardziej „oceanicznym", tj. wykazuje cechy, którymi odznaczałaby się powierzchnia Ziemi całkowicie pokryta wodą. Zlewisko lądowe oceanu jest stosunkowo niewielkie, wynosi tylko 19,4 mln km2, co odpowiada ledwie 1/4 zlewiska Oceanu Atlantyckiego. Stosunek powierzchni oceanu do powierzchni zlewiska wynosi prawie 10. Powierzchnia oceanu wraz z morzami, lecz bez wysp, wynosi 178,684 mln km2, jego objętość 707,1 mln km3, a średnia głębokość 3957 m. W tym oceanie, w Rowie Filipińskim, znajduje się największa głębokość wszechoceanu - 11 524 m (Głębia Cooka). Pod względem powierzchni ocean zajmuje prawie połowę oceanicznej powierzchni wodnej Ziemi (49,4%), pod względem objętości ponad połowę (53%). Ocean rozciąga się między kontynentami Azji, Ameryki Północnej i Południowej, Antarktydy i Australii. Od północy dzieli go od Morza Arktycznego (należącego do Oceanu Atlantyckiego) płytka i wąska Cieśnina Beringa (najmniejsza głębokość 36 m, najmniejsza szerokość 86 km). Na południu granica z Oceanem Atlantyckim przebiega przez południk przechodzący przez przylądek Horn (68°04' dł. geogr. zach.). Ocean Indyjski i Ocean Spokojny rozdziela granica biegnąca przez północną granicę umowną cieśniny Malakka, dalej wzdłuż łuku wysp Sumatry, Jawy itd. (jak w opisie Oceanu Indyjskiego). Granica ta nie jest ustalona ostatecznie, bowiem niekiedy włącza się do Oceanu Spokojnego również morze Arafura, a nawet morze Timor. Od strony Australii Południowej granica biegnie wzdłuż południka 146°55' dł. geogr. wsch., przechodzącego od Przylądka Południowo-Wschodniego Tasmanii do kontynentu Antarktydy.

Ocean Spokojny otaczają prawie wokoło na lądach młode systemy górskie. Wzdłuż brzegów oceanu rozciąga się stale czynny tektonicznie wulkaniczny „pas ognia". Linia brzegowa jest mało urozmaicona na wschodzie, natomiast bardzo złożona w zachodniej części oceanu. Przeważają brzegi typu fiordowego i wybrzeża abrazyjne, zniszczone przez często występujące fale tsunami. W szerokościach międzyzwrotnikowych, w części zachodniej oceanu występują głównie brzegi koralowe z rafami. Brzegi Antarktydy tworzą przeważnie lodowce szelfowe. Na oceanie jest rozsianych mnóstwo wysp (ok. 10000) o ogólnej powierzchni prawie 4 mln km2. Poza wyspami „lądowymi", takimi jak: Sachalin, Wyspy Japońskie, Tajwan, wielkie wyspy Archipelagu Malajskiego, Nowa Zelandia i in., wiele wysp pochodzenia wulkanicznego rozciąga się na przestrzeni 66 mln km2, tworząc wielkie prowincje Melanezji, Mikronezji, Polinezji, zwane łącznie Oceanią. Na Hawajach znajduje się największe wzniesienie Ziemi w stosunku do dna oceanu, zalegający tu na głębokości poniżej 5000 m, wulkan Mauna Kea, osiągający wysokość 4214 m n.p.m. W czasie II wojny światowej w zachodniej części Oceanu Spokojnego wykryto szczególne góry wulkaniczne o ściętym szczycie, które nazwano gujotami. Ogólne ukształtowanie misy Oceanu Spokojnego wykazuje dużą asymetryczność. W części wschodniej leży szeroki śródoceaniczny grzbiet -- Wzniesienie Wschodniopacyficzne. Odcina on południowowschodnią strefę oceanu, w której skład wchodzą m.in. baseny: Peruwiański, Chilijski i Bellingshausena. Wielka część środkowa misy zajmuje 2/3 powierzchni oceanu, o głębokościach przekraczających 5000 m i składa się z ogromnych basenów: Północnopacyficznego, Północno-Zachodniego, Karolińskiego, Melanezyjskiego, Środkowopacyficznego, Wschodniopacyficznego, Południowopacyficznego. Sąsiaduje z nimi strefa zachodnia oceanu ograniczona od wschodu rowami głębinowymi ciągnącymi się wdłuż łuków wysp: Aleutów, Kuryli, Wysp Japońskich, Marianów i dalej przechodzącymi przez Wyspy Salomona w rowy Tonga i Kermadec. W strefie tej do Azji przylegają morza przybrzeżne: Beringa, Ochockie, Japońskie, Wschodniochińskie z Morzem Żółtym i przylegającym Basenem Filipińskim, Południowochińskie, a dalej kilkanaście mórz wyspowych Archipelagu Malajskiego, Morze Koralowe i Morze Tasmana. W części wschodniej otwarte wody oceanu stykają się bezpośrednio z kontynentami Ameryki. Do odrębnych obszarów morskich zalicza się tu tylko zatokę Alaska, wody przybrzeżne

południowo-wschodniej Alaski i Zatokę Kalifornijską. Od południa wcina się w kontynent Antarktydy lodowe Morze Rossa. Rozległe szelfy występują tylko w strefie północnych i zachodnich mórz przybrzeżnych. Po tej stronie występują też złożone strefy przejściowe. Ogólnie obszary szelfowe zajmują zaledwie 1,7% powierzchni oceanu, łącznie zaś z morzami 5,7%. Podłoże oceanu stanowi stosunkowo cienka skorupa bazaltowa. Układ anomalii pola magnetycznego tej skorupy oceanicznej ma uporządkowany charakter „pasowy" w części wschodniej, a mozaikowy w części zachodniej. W części wschodniej występują wielkie baseny z dnem równinnym lub pagórkowatym oraz grzbiet środkowooceaniczny pocięty poprzecznie uskokami przekształcającymi, część zachodnia i południowo-zachodnia oceanu to złożony system podwodnych grzbietów, rowów głębinowych, pojedynczych gór, stosunkowo niewielkich basenów i licznych grup wysp. Największe struktury to stoki kontynentów, grzbiety śródoceaniczne i płyty łoża oceanu. Na tej osnowie rozciągają się liczne mniejsze pasma górzyste i grzbiety wulkaniczne (np. Grzbiet Hawajski), wielkie liniowe strefy nieciągłości (rozłamy), rowy, blokowe podniesienia i płaskowyże. Charakterystyczne dla Oceanu Spokojnego są liczne, bardzo głębokie rowy - łącznie 29; są to przeważnie formy pochodzenia endogenicznego. Liczne są też formy reliefu egzogenicznego: obszerne równiny abysalne, stożki napływowe, koryta prądów zawiesinowych, a w szczególności koralowe atole i rafy, charakterystyczne dla tego oceanu. Młodsze utwory dna zalegają w morzach przybrzeżnych. Osady terygeniczne pokrywają podwodne obramowanie kontynentów. Baseny i rowy głębinowe w strefach: północnej, równikowej i przyantarktycznej wyścielają osady krzemianowe (okrzemkowe i okrzemkoworadiolariowe). Wielkie powierzchnie pokrywa czerwony ił głębinowy występujący na głębokościach większych od 4500-5000 m, w strefach oceanu odznaczających się małą produktywnością. Osady wapienne (globigerynowe) występują na stosunkowo małym obszarze (ok. 30%) na mniejszych głębokościach w niskich szerokościach geograficznych. Na dnie oceanu ogromne są zasoby konkrecji żelazisto-manganowych (szacowane na 1650 mld t), pojawiają się ponadto rudy rzadkich metali, ołów, złoto, ropa i in. Klimat oceanu jest uwarunkowany wielką rozległością jego wód. Większa część oceanu leży w strefie klimatów równikowych, gorącego i ciepłego, a na półkuli południowej również w strefie antarktycznej. W tym oceanie obserwuje się najpełniej stały rozwój strefowy warunków meteorologicznych w okresie północnej zimy. Cyrkulacja atmosferyczna

jest określona przez pięć głównych obszarów ciśnienia: Wyż Hawajski, Wyż Wyspy Wielkanocnej i Wyż Antarktydy, oraz niż Aleucki zimą i Niż Antarktyczny przez cały rok. Taki rozkład ciśnienia atmosferycznego dyktuje występowanie w pasie równikowym i podzwrotnikowym stałych wiatrów pasatowych (północno-wschodnich na półkuli północnej i południowo-wschodnich na półkuli południowej) oraz wiatrów zachodnich w umiarkowanych szerokościach. W części północno-zachodniej i południowo-zachodniej Oceanu Spokojnego występuje monsunowa cyrkulacja atmosfery. W zachodniej części strefy równikowej od czerwca do listopada częste są tajfuny. Przedział występujących temperatur powietrza rozciąga się od -20°C w Cieśninie Beringa do +28°C na równiku i -25°C przy Antarktydzie. Strefowemu rozkładowi temperatury powietrza odpowiada rozkład temperatury wody. Średnia temperatura na powierzchni oceanu w lutym zmienia się od 26-28°C na równiku do (-0,5)-(-1) °C na północ od 58° szer. geogr. pn. przy Kurylach i na południe od 68° szer. geogr. pd. W sierpniu temperatura wynosi 25-29°C przy równiku, 5-8°C w Cieśninie Beringa i od -0,5°C do 1°C na południe od 60-62° szer. geogr. pd. Rozkład temperatury wody na powierzchni ma charakter strefowy, szczególnie na półkuli południowej. W części północnej oceanu i w rejonie wybrzeży Ameryki Południowej zaznaczają się większe odchylenia izoterm od kierunku równoleżnikowego powodowane transportem ciepła w wyższe szerokości geograficzne przez prądy, względnie wód zimnych w niższe szerokości. Ze względu na słaby kontakt z Arktyką i w związku z wielką rozciągłością oceanu w strefie równikowej Ocean Spokojny jest najcieplejszym oceanem w warstwie powierzchniowej. Średnia temperatura wód całego oceanu jest jednak niska i wynosi zaledwie 3,36°C. Zlodzenie w północnej części oceanu nie odgrywa tak wielkiej roli, jak w Oceanie Atlantyckim. Gór lodowych dostarczają niewielkie, rzadko występujące lodowce w zatoce Alaska. Pływające lody morskie tworzą się tam zimą w małej ilości. Dla żeglugi bardziej istotne znaczenie mają lody pojawiające się w rejonie Kuryli i Hokkaido; lody te zanikają pod koniec lata. Podczas lat chłodnych lód utrzymuje się w północnych częściach Morza Beringa i w Morzu Ochockim. Południowa granica lodów na wybrzeżach Wysp Japońskich nie przekracza 40° szer. geogr. pn., w zatoce Alaska 50° szer. geogr. pn. Na półkuli południowej lody przemieszczają się zimą (VI - VIII) daleko na północ, do 60° szer. geogr. pd., lecz są szybko niszczone przez falowanie i ciepłą wodę. Latem lody pływające cofają się do

kontynentu Antarktydy lub pozostają w postaci pojedynczych skupień w otwartym morzu do 70° szer. geogr. pd. Od lodowej bariery Lodowca Szelfowego Rossa (ściany wysokości 50 m na długości 750 km) odrywa się duża liczba gór stołowych wynoszonych w końcu lata do 46-48° szer. geogr. pd. Średnie rozmiary gór lodowych osiągają 2-3 na 1-1,5 km, lecz mogą mieć ogromną wielkość 400-100 km. Średni wiek góry lodowej ocenia się na 4-5 lat, a w wyjątkowych przypadkach mogą one egzystować w zimnych wodach dziesiątki lat. Średni zasięg gór lodowych to 53° szer. geogr. pd., w poszczególnych przypadkach 40° szer. geogr. pd. Góry lodowe gromadzą się na północny wschód od Morza Rossa i w Morzu Amundsena. Lody morskie wywierają wpływ na warunki termiczne i zasoleniowe oceanu. Zasolenie wód powierzchniowych oceanu ma charakter strefowy. Największe zasolenie występuje wskutek parowania wody w rejonie zwrotników, w centrach wirów antycyklonalnych i osiąga na półkuli południowej wartości przekraczające 36,5‰, na półkuli północnej 35,5‰. W strefie równikowej zasolenie obniża się do 34,5‰ i spada w części wschodniej tej strefy w Zatoce Panamskiej do poniżej 30‰ latem wskutek obfitych opadów. Zasolenie obniża się' również w kierunku wyższych szerokości geograficznych: do poniżej 30‰ w części północnej oceanu (w Morzu Ochockim) i do poniżej 30,5‰ przy brzegach Antarktydy. Średnie zasolenie całej powierzchni oceanu wynosi 34,61‰. Zmiany wraz z głębokością są małe, na głębokości 3000 m średnia równa jest 34,68‰. Gęstość wody w warstwie powierzchniowej równomiernie wzrasta od równika (1022 kg/m3) do wyższych szerokości geograficznych (1027 kg/m3 i ponad). Najniższa gęstość występuje w Zatoce Panamskiej (1018 kg/m3). Prądy powierzchniowe Oceanu Spokojnego tworzą antycyklonalne cyrkulacje w szerokościach podzwrotnikowych i równikowych oraz cyrkulacje cyklonalne w umiarkowanych szerokościach na półkuli północnej i wysokich szerokościach na półkuli południowej. Główną oś systemu prądów tworzą prądy przyrównikowe. Prąd Północnorównikowy przemieszcza się ze wschodu na zachód i od Filipin przechodzi w ciepły prąd Kuro Siwo, a dalej przemieszcza się jako prąd Północnopacyficzny na wschód i przy brzegach Ameryki Północnej rozgałęzia się na ciepły, skierowany na północ Prąd Alaski i chłodny, podążający na południe Prąd Kalifornijski, który zamyka antycyklonalny wir na półkuli północnej. Silniejszy od północnego Prąd Południoworównikowy, najlepiej rozwinięty latem, przechodzi w ciepły Prąd Wschodnioaustralijski, a

następnie łączy się z Prądem Wiatrów Zachodnich i dalej przemieszcza się wzdłuż brzegów Ameryki Południowej jako zimny Prąd Peruwiański (Prąd Humboldta), zamykający południowy obieg cyrkulacji. Między skierowanymi na zachód prądami : Północnorównikowym i Południoworównikowym występuje na północ od równika Równikowy Prąd Wsteczny skierowany na wschód. Pod samym równikiem odkryto w 1951 r. osobliwy, silny Prąd Cromwella w postaci podpowierzchniowej wstęgi grubości 200 m, szerokości 300 km i bardzo dużym przepływie (39 mln m 3/s). We wschodniej części strefy równikowej pojawia się co ok. 7 -lat szczególny prąd ciepły El Nińo, który doprowadza do wybrzeży peruwiańskich ubogie w tlen wody, zakłóca proces występującego tam upwellingu i powoduje klęski ekologiczne wskutek pojawiania się siarkowodoru w powierzchniowych wodach oceanu. W wysokich szerokościach geograficznych, w rejonie Kamczatki i Kuryli, schodzi na południe chłodny prąd Oja Siwo, zaś u brzegów Antarktydy podąża na zachód Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy. Prądy głębinowe Oceanu Spokojnego są bardzo słabe i trudne do określenia ze względu na dużą jednorodność wód tego oceanu. Brak tu większych źródeł bardziej gęstych wód głębinowych, jak w przypadku Oceanu Atlantyckiego. Falowanie wiatrowe jest najbardziej rozwinięte w strefach sztormowych (40 - 50° szer. geogr. pn. i 40 - 60° szer. geogr. pd.), gdzie wysokość fali przy silnych i długotrwałych wiatrach przekracza 15 - 20 m. W strefie równikowej sztormy występują znacznie rzadziej, a największe wysokości fali w środkowej części oceanu wynoszą 7-9 m. Bardzo silne falowanie występuje stosunkowo rzadko (ok. 5%). Silne falowanie obserwuje się w zachodniej części oceanu przy przechodzeniu tajfunów w okresie letnio-jesiennym (wysokość fali do 10-15 m). Na Oceanie Spokojnym Północnym zarejestrowano 7 lutego 1933 r. największą na wszechoceanie falę, wysokości 34 m, podczas siedmiodniowego sztormu, przy wietrze 30-40 m/s i rozbiegu fali wynoszącym tysiące mil morskich. W strefie równikowej pod wpływem pasatów utrzymuje się dość stałe falowanie, wysokości do 2-4 m. Podwodne trzęsienie ziemi i wybuchy wulkanów wywołują ogromne pojedyncze fale - tsunami. Przemieszczają się one z wielką prędkością po oceanie (do 1000 km/godz. i ponad) i przy podchodzeniu do brzegów spiętrzają się do kilkunastu, a nawet kilkudziesięciu metrów. Powodują one wielkie straty i ofiary w ludziach. Obecnie działa sprawnie system ostrzegawczy przed tsunami z centralą na Hawajach w Honolulu (International Tsunami Information).

Pływy w Oceanie Spokojnym na większej jego części są półdobowe i półdobowe nieregularne. Na małych obszarach strefy równikowej i w północnej części oceanu występują pływy dobowe. Rozpiętość pływów wynosi 1-2 m. W zatoce Alaska pływy osiągają 5-7m, u brzegów Chile 7 m, w Zatoce Kalifornijskiej 10 m, w zaklęsłości Zatoki Cooka do 12 m, w Zatoce Penyńskiej do 13 m. Flora i fauna Oceanu Spokojnego jest bardzo bogata i różnorodna pod względem gatunków i ich zespołów ekologicznych, co wiąże się z wielkością oceanu, jego długą historią, dużą zmiennością warunków środowiskowych i wielką liczbą wysp. Największa liczba gatunków występuje w niskich szerokościach geograficznych, a w szczególności w obszarze indonezyjskim i na północny wschód od Australii. W sumie na faunę składa się ok. 100000 gatunków, fitoplankton liczy ok. 380 gatunków. Wielkie zróżnicowanie życia zaznacza się przede wszystkim w strefie litoralnej. Fauna i flora otwartych wód oceanu wykazuje znacznie mniejsze urozmaicenie. Jeszcze mniejsze zróżnicowanie występuje w faunie głębinowej. W rowach głębinowych żyje odrębna fauna ultraabysalna. W strefie gorącej bardzo rozwinięta jest fauna raf koralowych. Są tu dobre warunki do rozwoju planktonu i bentosu. W strefie przybrzeżnej niskie i błotniste brzegi porastają mangrowce. Dobre warunki rozwoju planktonu występują również w zimnych wodach podpolarnych. Na faunę ryb składa się nie mniej niż 2000 gatunków w szerokościach równikowych i ok. 800 gatunków w morzach wschodnioazjatyckich. Ocean Spokojny jest najwydajniejszym oceanem. Pochodzi z niego 55-60% światowych połowów morskich. W połowach dominują ryby śledziokształtne i dorszokształtne. Stosunkowo znaczny udział w połowach mają też bezkręgowce (mięczaki i skorupiaki) oraz glony.

5.1. MORZE POŁUDNIOWOCHIŃSKIE Wielkie morze pacyficzne przy brzegach południowo-wschodniej Azji jest oddzielone od Oceanu Spokojnego wyspami: Tajwan, Luzon, Mindoro, Palawan, Borneo, natomiast łączy się z nim kilkoma cieśninami: Cieśnina Tajwańska łączy je z Morzem Wschodniochińskim, cieśnina Mindoro i cieśnina Balabac z morzem Sulu, cieśnina Karimata i cieśnina Gaspar z Morzem Jawajskim, cieśnina Malakka z Oceanem Indyjskim, zaś najgłębsza z nich Bashi, między Tajwanem a północnymi wyspami Archipelagu Filipińskiego (głębokość do 1800 m), umożliwia napływ głębinowych wód pacyficznych z Basenu Filipińskiego. Wzdłuż wybrzeży chińskich, Półwyspu Indochińskiego i Półwyspu Malajskiego

rozciąga się aż po Borneo olbrzymi szelf z systemem zatopionych dolin rzecznych w jego południowej części (Szelf Sundajski). Część północnowschodnią morza zajmuje obszerny basen o największej głębokości (Basen Południowochiński). Wzdłuż wyspy Luzon biegnie Rów Manilski (5249 m), na zachód od cieśniny Balabac rozciąga się Rów Palawan. Na wysokości wyspy Palawan występują duże płycizny usiane rafami wokół Nansha Qundao (Dangerous Ground). W części azjatyckiej są dwie wielkie zatoki: Tonkińska z dużą wyspą Hajnan i Tajlandzka - wydzielana w instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jako oddzielne morze. Powierzchnia Morza Południowochińskiego wynosi 3,537 mln km2, objętość 3,622 mln km3, średnia głębokość 1024 m, maksymalna głębokość 5559 m. Na szelfie występują osady terygeniczne i muły wapienne. W ujściach Mekongu i Rzeki Czerwonej tworzą się osady muliste z zawiesin niesionych przez te rzeki (wezbrania letnie). We wschodniej części morza pospolite są osady koralowe. Osady głębinowe to iły z domieszką mułu globigerynowego. Powszechnym składnikiem osadów są popioły wulkaniczne z wielkich erupcji, a w szczególności z ogromnego wybuchu Krakatau w 1883 r., kiedy popiół rozprzestrzenił się na całe morze na skutek wiatrów i prądów. Klimat jest tu monsunowy: latem od maja do września wiatry monsunowe wieją z południowego zachodu, zimą od listopada do marca następuje zmiana kierunku w związku z napływem zimnego powietrza z północnego wschodu. Odpowiednio do tego kształtuje się cyrkulacja wód w warstwie powierzchniowej. W lutym napływ wód następuje: z północy przez Cieśninę Tajwańską i cieśninę Bashi oraz ze wschodu przez cieśninę Balabac, po czym wody podążają na południe, przechodząc ostatecznie do Morza Jawajskiego. Prędkość prądu dochodzi do l,5 m/s. W sierpniu wody napływają od południa przez cieśninę Karimata i Gaspar (z morza Jawajskiego) i kierują się ku północnemu wschodowi z maksymalnymi prędkościami dochodzącymi do 1 m/s. Latem i jesienią występują często tajfuny wiejące z prędkością 50-70 m/s. Morze jest ciepłe: temperatura wody w lutym wynosi od 20°C na północy do 27°C na południu. Zimą, przy panujących wiatrach północno-wschodnich, ciepłe wody powierzchniowe są spychane do brzegów wietnamskich, a dopływ wód rzecznych odchyla się wzdłuż brzegów na południe, obniża się też położenie termokliny do 150 m, zaś wody w zachodniej części szelfu sundajskiego są izotermiczne do dna. Podczas monsunu letniego wody powierzchniowe przemieszczają się w odwrotnym kierunku, termoklina podnosi się i występuje upwelling w pobliżu wybrzeża

wietnamskiego, przy temperaturze wody 26°C. W otwartym morzu temperatura wzrasta do 28-29°C, skrajnie ponad 31°C.

Ryc. 54. Ukształtowanie dna Morza Południowochińskiego

Rozkład zasolenia wód powierzchniowych również jest uwarunkowany reżimem monsunowym. W zimie słone wody oceaniczne (34,5‰) napływają przez cieśniny: Bashi i Tajwańską i przy małym dopływie rzecznym w tym okresie rozprzestrzeniają się wzdłuż wybrzeża azjatyckiego, przy czym ich zasolenie zmniejsza się w kierunku połu dniowym do ok. 32,0‰. W części wschodniej zaznacza się przeciwprąd mniej słonej wody skierowany na północ. Latem zasolenie staje się mniejsze wskutek obfitej domieszki wód rzecznych, szczególnie Mekongu, transportowanych wzdłuż brzegu w kierunku północnym. Zasolenie w części wschodniej morza pozostaje duże, gdyż zasilanie wód od południa jest słabe (patrz ryc. 71). Zmiany sezonowe obejmują

tylko cienką warstwę powierzchniową. W północnej części morza występuje na głębokości 100-200 m wyraźna warstwa maksimum zasolenia ok. 34,7‰ i na głębokości ok. 500 m warstwa minimum. Warstwy te podlegają sezonowym zmianom w związku z wkraczaniem wód pacyficznych w zimie. Wody zachodniej części morza na głębokości 200-3000 m odznaczają się podobnymi cechami, jak wody zachodniopacyficzne. Poniżej 3000 m temperatura wody nieco wzrasta, a zasolenie pozostaje stałe. Zawartość tlenu w wodach powierzchniowych osiąga poziom nasycenia 4ml/l, w wodach podpowierzchniowych występują zmiany: w warstwie maksymalnego zasolenia wyższe wartości notuje się na północy, przy czym zmniejszają się one w kierunku południowym (2,2 - 1,5 ml/l). Pływy są nieregularne dobowe i półdobowe wysokości do 4 m. W morzu poławia się tuńczyka, śledzia, sardynki. Główne porty to: Bankok w Tajlandii (dawny Syjam), Ho Chi Minh (do 1976 Sajgon) i Hajfong w Wietnamie, Zhanjiang, Guangzhou w Chinach, Victoria w Hongkongu i Manila na Filipinach.

5.1.1. ZATOKA TAJLANDZKA Ta wielka, lecz płytka zatoka Morza Południowochińskiego jest uznana przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za oddzielne morze; granica południowa biegnie od przylądka Kamau na Półwyspie Indochińskim do estuarium rzeki Kelantan na Półwyspie Malajskim. Długość zatoki wynosi 720 km, szerokość przy wejściu ok. 400 km, średnia głębokość 45,5 m, maksymalna głębokość 83 m. Kilka dużych rzek uchodzi w północnej części zatoki, największa z nich Menam przepływa przez Bankok (Krung Thep) - wielki port regionu. Zatokę można uważać za dwuwarstwowe płytkie estuarium. Odpływ wód występuje w górnej warstwie wody wysłodzonej przez duże opady i dopływ wód rzecznych. Średnie zasolenie wynosi tu w zimie 30,532,5‰, latem 31–32‰. Napływ wód do zatoki z Morza Południowochińskiego odbywa się ponad progiem znajdującym się na głębokości 58 m w kanale wejściowym. Wody te mają duże zasolenie, ponad 34‰, i stosunkowo niską temperaturę, poniżej 27,0°C. Wypełniają one środkowe zagłębienie zatoki leżące poniżej 50 m. Zatoka znajduje się w strefie monsunowej i należy do bardzo ciepłych mórz. Temperatura powietrza mało zmienia się w ciągu roku; maksimum 27°C występuje w maju, a minimum 25°C w lutym. Temperatura wód powierzchniowych najwyższa jest w kwietniu, wynosi wtedy ponad 31°C we wschodniej części zatoki, a 30-31°C w jej wewnętrznej i zachodniej części. Sezon deszczowy trwa od maja do października (monsun południowo-

zachodni), pozostała część roku to pora sucha. Roczny opad w Bangkoku wynosi 1307 mm, przy brzegach malajskich 2826 mm. Wiatry nad zatoką są zmienne przez cały rok i wraz z innymi czynnikami (prądy pływowe, dopływ wód rzecznych, intensywne opady) powodują powstawanie różnych stref dywergencji (upwelling przy brzegach) i konwergencji (sinking w środkowej części, ale i przy brzegach). Produktywność wód zatoki jest wyższa niż we wschodniej części Morza Południowochińskiego dzięki pionowemu mieszaniu się wód i upwellingom wynoszącym sole pokarmowe z dna. Półdobowa fala pływowa wchodzi do zatoki z Morza Południowochińskiego i podlega rotacji wokół punktu amfidromicznego przy wyspie Panjang zgodnie z ruchem wskazówek zegara. Amplituda w rejonie amfidromicznym nie przekracza 80 cm. Fala dobowa wykazuje rotację przeciwną do ruchów wskazówek zegara w punkcie amfidromicznym przesuniętym na zachód od poprzedniego, jej amplituda w rejonie amfidromicznym nie przekracza 40 cm. Na przeważającym obszarze zatoki pływy mają charakter mieszany z przewagą pływów dobowych. Wysokość tych pływów dochodzi wewnątrz zatoki do 4 m. Prądy pływowe są stosunkowo silne, przekraczają prędkość 0,5 m/s w wielu miejscach.

5.2. MORZE WSCHODNIOCHIŃSKIE Jest to półzamknięte morze pacyficzne między wybrzeżem chińskim a ciągiem wysp Riukiu, między Tajwanem i Japonią (Kiusiu). Od północnego zachodu graniczy z Morzem Żółtym, od południa łączy się z Morzem Południowochińskim przez Cieśninę Tajwańską, od północy z Morzem Japońskim przez Cieśninę Koreańską. Jego powierzchnia wynosi 836000 km2, objętość 258000 km3, średnia głębokość 309 m, maksymalna głębokość 2999 m. Do morza uchodzi największa rzeka Eurazji - Jangcy, dostarczająca 400 mln t rocznie zawiesin opadających (wraz z materiałem przynoszonym przez mniejsze rzeki) na dno w postaci osadu terygenicznego w pasie szerokości 75 km równoległym do brzegu. Pod względem ukształtowania morze dzieli się na obszerną, płytką część szelfową na zachodzie i część głębokowodną w postaci rowu ciągnącego się wzdłuż wysp Riukiu, nazywanego Rowem Okinawa. Dno w obrębie szelfu pokrywają dobrze wysortowane osady terygeniczne. Na skraju szelfu występują prawie wyłącznie piaski wapienne i krzemionkowe, spotyka się też osady autogeniczne, glaukonitowe i fosforytowe, szczególnie w pobliżu Cieśniny Tajwańskiej, gdzie osady wymywane są przez prądy. Głębsze obszary morza i Rów Okinawa wykazują obecność mułów pochodzenia terygenicznego i

organicznego (muły otwornicowe). Morze leży w strefie klimatu monsunowego: zimą występują wiatry północne i północno-zachodnie, a w południowej części morza północno-wschodnie (w stronę Cieśniny Tajwańskiej), od maja ustala się monsun południowo-zachodni, lecz nad północną częścią morza latem wiatry przychodzą z południowego wschodu, czyli wieją z oceanu na kontynent. Odpowiednio do reżimu monsunowego prądy wykazują sezonowe zmiany systemu cyrkulacji wód. Przez morze przepływa wzdłuż Rowu Okinawa prąd Kuro Siwo, wpływający po obu stronach wyspy Tajwan (główne odgałęzienie po jej stronie wschodniej) i rozgałęziający się przed wyspą Kiusiu na główny prąd kierujący się na wschód i prądy poboczne podążające do mórz: Żółtego i Japońskiego (przez Cieśninę Koreańską). Prędkość prądu, wynosząca średnio w obrębie Rowu Okinawa ok. 70 cm/s, zwiększa się latem pod wpływem wiejącego z południowego zachodu monsunu i prądu z Morza Południowochińskiego; zimą prąd słabnie wskutek wstecznych wiatrów. Temperatura powietrza nad powierzchnią morza zmienia się sezonowo w szerokim przedziale. Latem kontrasty są mniejsze: w lipcu i sierpniu średnia miesięczna temperatura w południowej części morza dochodzi do 28°C, a na granicy z Morzem Żółtym obniża się do 26°C; w zimie temperatura w południowej części morza znacznie się obniża do 16-18°C w styczniu, zaś na północ szybko spada i wynosi w południowej części Morza Żółtego tylko 3°C w tymże miesiącu. Latem, od czerwca do września, nad morzem przemieszczają się tajfuny nadciągające z Morza Południowochińskiego. Opady są obfite, ich roczna suma wzdłuż wysp Riukiu przewyższa 2000 mm, a w rejonach przybrzeżnych osiąga 3500 mm. Prędkość prądu: 1 - do 10, 2 10-20, 3 - 20-50, 4 - > 50 cm/s, natomiast w kierunku północy ich ilość zmniejsza się. W zimie i na wiosnę u brzegów kontynentu często tworzą się mgły, w czerwcu i lipcu przy brzegach koreańskich pojawiają się gęste mgły adwekcyjne. Temperatura wody powierzchniowej w zimie wynosi od kilku stopni na przedpolu ujścia Jangcy do ponad 20°C w rejonach południowych (na wschód od wyspy Tajwan), latem wzrasta do ponad 25°C na północy i do ponad 29-30°C na południu. W obszarze Rowu Okinawa rozróżnia się trzy masy wodne. Powierzchniowa woda Kuro Siwo, uformowana w strefie pasatów, miesza się tu z wysłodzonymi wodami szelfowymi i obniża swe zasolenie do 34,0-34,4‰. Podpowierzchniowa woda podzwrotnikowa cechuje się podwyższonym zasoleniem ze słabo zaznaczającym się maksimum na głębokości 100200 m, gdzie wynosi ono 34,6-34,8‰, przy temperaturze 16-20°C. Niżej występuje trzecia masa pochodzenia podarktycznego o zasoleniu 34,3-

34,‰ wody obniża się do 4,3-4,0°C, przy bardzo małym wzroście zasolenia. Zasolenie wód szelfowych tylko na jego zewnętrznym skraju osiąga 34‰ dzięki sąsiedztwu ze słonymi wodami Kuro Siwo. W kierunku północno-zachodnim zasolenie na szelfie obniża się, szczególnie w sezonie letnim w pobliżu ujść wielkich rzek, a nawet w znacznej odległości od ich ujść (do poniżej 26‰, a czasem 5-10‰). W związku z różnorodnością wód zaznaczają się duże różnice w barwie i, przezroczystości wody. W Rowie Okinawa wody Kuro Siwo odznaczają się ciemnoniebieską barwą, a przezroczystość dochodzi do 45 m. Przezroczystość zmniejsza się w kierunku północno-zachodnim, a barwa zmienia się do odcienia zielonego i żółtozielonego, nawet brunatnego u brzegów i ujść rzecznych. Przezroczystość wody spada przy brzegach do 3-5 m. Pływy przenikają do morza z oceanu Spokojnego i rozprzestrzeniają się w kierunku Morza Żółtego. W rejonie wysp Riukiu wysokość pływów syzygijnych wynosi 1,2-1,9 m, przy Tajwanie 5-6 m, przy zachodnich brzegach Korei dochodzi do 4-8 m, wzdłuż wybrzeża chińskiego 1-3 m. Szczególnie duże pływy obserwuje się w zatoce Hangzhou (Hangczou), na południe od Szanghaju. Wysokość pływu syzygijnego osiąga tu 11 m. Prędkość prądów pływowych wynosi od poniżej 50 cm/s w środkowych obszarach morza do 450-470 cm/s w cieśninie Dzedzu (Dzedzuhehjop) przy południowo-zachodnim cyplu Półwyspu Koreańskiego. Pływy są półdobowe, ich największe wysokości obserwuje się latem i zimą, najmniejsze - wiosną i jesienią. Przy wiatrach północnych rozwija się falowanie, a wysokość fali sięga 6-7 m. Falowanie nieregularne (stłoczone) powstaje przy przechodzeniu tajfunów. Wysoka produktywność morza uwarunkowana jest upwellingiem w pobliżu przylądków i wewnątrz wirów występujących na granicy Kuro Siwo, dzięki czemu do górnych warstw wody docierają sole biogeniczne. Duże ilości substancji pokarmowych wnoszą też rzeki. Poławia się śledzia i sardynkę, homary, kraby, trepangi i pozyskuje wodorosty morskie. Morze odgrywa dużą rolę jako szlak komunikacyjny do Chin i Korei. Główne porty to: Szanghaj, Hangzhou, Ningbo w Chinach, Jilong na Tajwanie oraz Nagasaki w Japonii.

Ryc. 55. Ukształtowanie dna Morza Wschodniochińskiego i Morza Żółtego

Ryc. 56. Prądy w morzach: Wschodniochińskim i Żółtym w okresie zimowym

Ryc. 57. Temperatura wody powierzchniowej w morzach: Wschodniochińskim i Żółtym w lutym i sierpniu

5.3. MORZE ŻÓŁTE Jest to szelfowe morze wschodnioazjatyckie przy północnych brzegach Chin, Półwyspu Szantuńskiego i Półwyspu Koreańskiego, sąsiadujące z Morzem Wschodniochińskim. Umowna granica przebiega w przybliżeniu od wyspy Dzedzu-do na południe od Półwyspu Koreańskiego do ujścia Jangcy. W północnej części morza liczne są zatoki: Bo Hai, Liaotuńska, Zachodniokoreańska, Kanghwa. Powierzchnia morza wynosi 416000 km2, objętość 16000 km3, średnia głębokość 39 m, maksymalna głębokość 106 m. Właściwe morze jest nieco głębsze niż zatoka Bo Hai, uformowane w kształcie owalnego basenu z głębokościami 60-80 m. Wschodnie i zachodnie rejony przybrzeżne mają dno piaszczyste wskutek wysortowania osadów przez silne prądy pływowe. Pośrodku dno morza jest muliste wskutek osadzania się żółtych namułów lessowych pochodzących z środkowych obszarów Chin, dostarczanych przez wielkie rzeki: Huang He (Żółtą Rzekę), Liao He, Luan He, Jangcy i wiele innych. Dno jest skaliste w cieśninach, na podwodnych wzgórzach, przy skalnych przylądkach i wyspach oraz w pobliżu załamań szelfu, gdzie silne falowanie i prądy zapobiegają depozycji drobnoziarnistych osadów. W północnej części morza zima jest bardzo chłodna i sucha, lato wilgotne i ciepłe. Od listopada do marca wieją silne wiatry z wycinka północnego (NNE-NW). W maju rozpoczyna się monsun południowozachodni i wiatry wieją z małą prędkością w kierunku brzegów. Częste są latem tajfuny (VI-IX). W sezonie zimowym zdarzają się cyklony przychodzące z kierunku Tajwanu. Przedział temperatur powietrza mieści się w granicach od 28°C do -6°C, rzadko -10°C (w zatoce Bo Hai). Roczna suma opadów wynosi od 500 mm na północy do 2000 mm na południu (opady występują przeważnie latem, z czym wiążą się wezbrania rzek). Często pojawiają się mgły (od zimy do wczesnego lata) przy brzegach Chin i Korei, szczególnie w obszarach upwellingu zimnych wód. Opady żółtego pyłu często występują na wiosnę, niekiedy są bardzo intensywne. Zimą i wczesną wiosną zjawiają się nagle gwałtowne i niebezpieczne dla łodzi rybackich szkwały. Charakterystyczną cechą wód Morza Żółtego jest ich żółte zabarwienie wskutek dużej domieszki cząstek gleb lessowych (średnio 0,2-0,6 g/l, maksymalnie 1,8 g/l). Wody te widać na przedpolu Jangcy w odległości ponad 100 km w kierunku wschodnim od ujścia. Przezroczystość wody w południowej części morza osiąga 15 m, zmniejsza się jednak w wodach przybrzeżnych do 3-5 m, a w zatoce Bo Hai nawet poniżej 2 m. Temperatura wody w zatoce Bo Hai w lutym obniża się do temperatury

zamarzania (lecz sam Lushun, dawniej Port Artur, nie zamarza całkowicie, gdyż temperatura minimalna jest tu wyższa od temperatury zamarzania wody), a do 2-8°C we właściwym morzu. Latem płytsze obszary morza nagrzewają się do 22-28°C. Zimą wody są homogeniczne do dna wskutek ich konwekcyjnego mieszania się, latem w górnej warstwie tworzą się cieplejsze i wysłodzone wody z powodu dopływu rzecznego (do głębokości 10-30 m). Zimne wody przydenne przesuwają się powoli latem w kierunku południowym jako prąd kompensacyjny w stosunku do ruchu wód ciepłych na północ napędzanego wiatrem monsunowym (ciepły prąd Morza Żółtego). Zasolenie wód powierzchniowych w zatoce Bo Hai znacznie obniża dopływ z lądu wód rzecznych i podlega ono dużym wahaniom sezonowym. W zatoce Bo Hai zasolenie wynosi ok. 30–31‰, lecz przy ujściu Rzeki Żółtej spada na 22‰, przy ujściu Jangcy nawet na 19‰. W morzu właściwym przedział zasolenia obejmuje 31–33‰, przeważnie zaś 31–32‰. Fala pływowa przemieszcza się od południa, z Morza Wschodniochińskiego i przekształca się w dość skomplikowany układ amfidromiczny wewnątrz Morza Żółtego i zatoki Bo Hai (4 systemy amfidromiczne pływów półdobowych). Wysokość pływów jest bardzo duża przy brzegach Korei, przy pływach syzygijnych 8,2 m, przy brzegach chińskich pływy są mniejsze 1-3 m. Przeważają pływy półdobowe, w zatoce Bo Hai występują pływy dobowe. Prądy pływowe, słabsze w środkowej części morza (poniżej 0,5 m/s), osiągają znaczne prędkości w cieśninach: ponad 1,5 m/s w cieśninie Bo Hai do 5 m/s przy południowo-zachodnim cyplu Półwyspu Koreańskiego. Wzdłuż brzegów chińskich prędkości prądów pływowych często przekraczają 1-1,5 m/s. Upwelling podnoszący zimne, lecz żyzne wody wokół przylądków i wysp przyczynia się do rozwoju organizmów morskich. Łowi się tu dorsza, śledzia, morskiego leszcza (Brama japonica), ostrygi i omułki. Główne porty to: Tianjin, Qinhuangdao, Qingdao w Chinach, Nampho i Inczhon na Półwyspie Koreańskim.

5.4. MORZE JAPOŃSKIE Jest to morze wschodnioazjatyckie między brzegami azjatyckimi (Korea, Kraj Nadmorski-Sichote-Aliń) a Wyspami Japońskimi i Sachalinem, łączące się przez Cieśninę Koreańską z Morzem Wschodniochińskim, przez cieśninę Tsugaru z Oceanem Spokojnym oraz cieśninami: La Perouse'a i Tatarską z Morzem Ochockim. U nasady Półwyspu Koreańskiego znajduje się otwarta Zatoka Wschodniokoreańska. Brzegi są przeważnie górzyste. Powierzchnia morza wynosi

1062 km2, objętość 1630,6 km3, średnia głębokość 1535 m, maksymalna głębokość 3699 m. Ukształtowanie dna jest skomplikowane. Pośrodku południowej części morza znajduje się Wzniesienie Jamato. W środkowej części morza rozciąga się głęboki basen, w części północnej biegnie głęboki rów zwężający się i spłycający ku północy. Szelf jest na ogół wąski. Na szelfie leżą cieśniny łączące to morze z sąsiednimi morzami. Cieśninę Koreańską wyspy dzielą na dwa przejścia: wschodnie - Kruzenszterna (Cieśnina Cuszimska) z głębokością na progu ok. 110 m i zachodnie - Browtona, głębokości tylko 12,5 m. Najgłębszą cieśniną jest Tsugaru między Hokkaido i Honsiu (131 m w części zachodniej). Cieśnina La Perouse'a ma głębokość 51-118 m, a Cieśnina Tatarska 520 m. Morze Japońskie jest więc głęboką niecką odseparowaną od Oceanu Spokojnego wysokimi progami cieśnin. Osady są dobrze wysortowane: średnica ziarn zmniejsza się od brzegów (żwiry, piaski) do środka morza, gdzie zalegają muły. Morze leży w strefie monsunowej. W zimie panują wiatry północno-zachodnie związane z Wyżem Syberyjskim i Niżem Aleuckim. Przynoszą one zimne i suche powietrze znad kontynentu azjatyckiego. Latem występują wiatry południowo-wschodnie, choć nie tak stałe, jak w okresie zimowym i o niewielkiej prędkości. Te monsunowe wiatry odznaczają się dużą wilgotnością powietrza, wskutek czego występują deszcze, szczególnie w pierwszej połowie lata; w drugiej połowie pojawiają się tajfuny z huraganowymi wiatrami i ulewnymi deszczami. Przychodzą one przeważnie znad Cieśniny Koreańskiej i południowej części Półwyspu Koreańskiego, przecinają południowo-wschodnią część morza i przez Honsiu przemieszczają się nad Ocean Spokojny. Ilość opadów zmniejsza się ze wschodu na zachód, najwyższe są u brzegów Honsiu (2000 mm), przy brzegach Kraju Nadmorskiego wynoszą 1000 mm/rok, a w Cieśninie Tatarskiej jeszcze mniej. W zachodniej części morza utrzymują się mgły nad obszarami zimnego prądu przybrzeżnego. Dopływ rzeczny wód jest stosunkowo niewielki (210 km3/rok), lecz wraz z opadami przewyższa parowanie; składnik bilansu wód słodkich stanowi ledwie 1 % wód napływających do morza przez cieśniny. Przez Cieśninę Koreańską wpływa zachodnie odgałęzienie Kuro Siwo pod nazwą Prądu Cuszimskiego. Prąd ten rozgałęzia się po obu stronach Wzniesienia Jamato, a następnie znowu łączy się i podąża na północ w części wschodniej morza, wzdłuż Wysp Japońskich. Część wód oddziela się od tego prądu na zachód w stronę Zatoki Wschodniokoreańskiej i skręcając na południe tworzy Prąd Wschodniokoreański. Główna masa wód wypływa jednak do Oceanu Spokojnego przez cieśninę Tsugaru (64%

wód Prądu Cuszimskiego). Część wód płynie dalej na północ i wpada przez Cieśninę La Perouse'a do Morza Ochockiego. Niewielka już ilość wód Prądu Cuszimskiego dociera do Cieśniny Tatarskiej i wraz z wodami napływającymi przez tę cieśninę tworzą one Prąd Nadmorski skierowany na południe. Od zatoki Piotra Wielkiego prąd skręca na wschód i łączy się z Prądem Cuszimskim zamykając cyklonalny wir w północnej części morza. Prąd Cuszimski, ciepły, osiąga latem prędkość 75 cm/s, prądy zachodnich krańców morza są chłodne i mają prędkości znacznie mniejsze, ok. 15-25 cm/s, przy czym nasilają się zimą. Front polarny przecina Morze Japońskie na wysokości 38-40° szer. geogr. pn. i w związku z tym dzieli się ono na południową część cieplejszą przylegającą do Japonii (wyspa Honsiu) i obszar chłodniejszy od strony kontynentalnej. W zimie występują tu wzdłuż wybrzeża, aż po Zatokę Piotra Wielkiego, bardzo zimne wody (poniżej 0°C) i związane z tym zjawiska zlodzenia. Temperatura wody wzrasta stopniowo na południe do 12-14°C w Cieśninie Koreańskiej, latem wody w południowej części morza nagrzewają się na powierzchni do ponad 26°C, w północnych krańcach nie osiągają 18°C. Zasolenie jest największe w obszarze Prądu Cuszimskiego (do 34,7‰ w części południowej), nie przekracza 34‰ w szerokim pasie wzdłuż kontynentu, w Cieśninie Tatarskiej zaś spada poniżej 33‰. W morzu wyróżnia się trzy masy wodne: dwie w górnej warstwie 200 m i trzecią pod tą warstwą sięgającą do samego dna. Jedna z mas wodnych górnej warstwy to wody pochodzenia oceanicznego wnoszone do morza przez Prąd Cuszimski w postaci wód ciepłych i słonych. Zasolenie tych wód zmniejsza się w miarę przesuwania się ich na północ. W zimie na skutek mieszania konwekcyjnego tworzy się jednorodna warstwa wód miąższości 100-150 m o temperaturze 9-12°C i zasoleniu 34,2-34,3‰, latem woda nagrzewa się w warstwie ok. 25 m do 24-25°C, a zasolenie obniża się do 34,0‰, na północy do 18-20°C i 33,5‰. Na północ od 46-48° szer. geogr. pn., wskutek transformacji wód, występuje powierzchniowa masa wodna Morza Japońskiego o niższym zasoleniu i temperaturze. Rozciąga się ona wąską strefą wzdłuż Kraju Nadmorskiego. Temperatura wody wynosi tu latem na północy 13 15°C, a zasolenie ok. 32,5‰, na południu 16-18°C i 33,0-33,4‰. W zimie w północno-zachodniej części morza zachodzi intensywne wychładzanie powierzchni morza i rozwija się głęboko sięgająca konwekcja, do 2000-3000 m. Temperatura wody w całej tej warstwie wynosi 0,2-0,4°C, a zasolenie ok. 34,0-34,1‰. Woda ta przemieszcza się na południe pod warstwą wód oceanicznych i wypełnia basen morza

aż do dna. Tak tworzy się właściwa masa wodna Morza Japońskiego o temperaturze 0-5°C i zasoleniu 34,0-34,1‰, Największą przezroczystość mają wody w obrębie Prądu Cuszimskiego, 25 m, natomiast w zachodniej części zmniejsza się ona do 10 m. Wody są dobrze natlenione. W warstwie powierzchniowej objętościowa zawartość tlenu osiąga 6-8‰ (100-110% nasycenia tlenem) dzięki obfitemu występowaniu fitoplanktonu. Zimą następuje odnawianie się wód do dużej głębokości: na głębokości 500 m zawartość tlenu wynosi ok. 6‰, a na 3000 m jeszcze 5,8‰ (72% nasycenia). Pływy są zróżnicowane. Morze ma własny układ amfidromiczny z ośrodkami na północy i południu. W Cieśninie Koreańskiej i w północnej części Cieśniny Tatarskiej pływy są półdobowe, przy brzegach Honsiu i Hokkaido dobowe, podobnie jak przy brzegach azjatyckich, gdzie jednak występują ich zakłócenia w zatokach: Piotra Wielkiego i Wschodniokoreańskiej. Wysokość pływów w Cieśninie Koreańskiej osiąga 3 m i maleje na północ do 0,5 m, po czym znów rośnie w Cieśninie Tatarskiej do 2,3-2,8 m. Większe prędkości prądów pływowych występują tylko w cieśninach (do 140 cm/s w Cieśninie Koreańskiej). Wskutek wiatrów monsunowych odchylane jest zwierciadło wody: zimą następuje obniżenie poziomu morza o 20-25 cm przy brzegach azjatyckich, a podwyższenie o tę samą wartość przy brzegach japońskich, latem dzieje się odwrotnie. Falowanie, słabsze latem (wysokość fali do 1 m), nasila się zimą do wysokości fali 3 m i ponad. Bardzo silne falowanie tworzy się podczas przechodzenia tajfunów. Lód występuje corocznie w północnej i północno-zachodniej części morza aż do Zatoki Piotra Wielkiego, lecz poniżej Cieśniny Tatarskiej zlodzenie nie jest stałe i podczas niektórych zim może w ogóle nie występować. Granica lodu pływającego biegnie od Zatoki Piotra Wielkiego do trawersu wyspy Hokkaido, a więc lody występują na północy w cieśninach: Tatarskiej i La Perouse'a. Lody znikają w drugiej połowie marca, w Cieśninie Tatarskiej na początku maja, po surowych zimach w połowie maja. Morze Japońskie jest ważnym szlakiem żeglugowym i obszarem rybołówstwa. Wydobywa się ponadto z jego wód kraby, trepangi, rośliny wodne. Główne porty to: Niigata, Tsuruga i Maidzura w Japonii, Władywostok i Nachodka w byłym Związku Radzieckim, Wonsan, Hyngnam i Czhongdzin w Korei.

Ryc.58 Ukształtowanie dna Morza Japońskiego

Ryc. 59. Mapa hydrologiczna Morza Japońskiego (Objaśnienia jak przy ryc. 18)

5.5. MORZE OCHOCKIE Jest to morze wschodnioazjatyckie oddzielone od oceanu półwyspem Kamczatka i ciągiem wysp Kuryli po Hokkaido. Od zachodu morze ogranicza wyspa Sachalin i wybrzeża kontynentalne. Przez cieśniny: Tatarską i La Perouse'a łączy się ono z Morzem Japońskim, przez cieśniny kurylskie z Oceanem Spokojnym. Północny kraniec morza to Zatoka Szelichowa. Powierzchnia morza wynosi 1,603 mln km2, objętość 1,317 mln km3, średnia głębokość 821 m, maksymalna 3916 m. W części północnej i północno-zachodniej rozciąga się obszerny szelf, w południowej znajduje się głęboki Basen Kurylski, a w środkowej dwa wzniesienia: Instytutu Oceanologii (minimalna głębokość 932 m) i Akademii Nauk (minimalna głębokość 933 m). Osady terygeniczne o frakcji gruboziarnistej pokrywają dno w pobliżu brzegów i przechodzą w muły piaszczyste, a na obszarze głębokim w szarozielony muł. Przeważa klimat kontynentalny, w sąsiedztwie Oceanu Spokojnego widoczne są wpływy łagodniejszego klimatu morskiego. Cyrkulacja powietrza ma charakter monsunowy. Wiatry wieją z północnego zachodu, przynosząc zimne powietrze kontynentalne i przyczyniają się do powstania surowych warunków zimowych. Monsun letni nadciąga z południowego wschodu wraz z powietrzem polarno-morskim z północnozachodniej części Oceanu Spokojnego, z czym wiążą się mgły i występowanie dużego zachmurzenia przy niewysokiej temperaturze. Średnia roczna temperatura powietrza na północy wynosi ok. -6°C, na południu 5,5°C. Średnia temperatura stycznia w południowej części morza ma wartość -10°C, w Zatoce Szelichowa -24°C, w sierpniu odpowiednio: 17°C i 11°C. Suma opadów zmniejsza się od 1000 mm/rok w części południowej do poniżej 500 mm/rok w północnej. Parowanie jest niewielkie, szczególnie małe na północy i północo-zachodzie, gdzie przez znaczną część roku zalega lód. Dopływ rzeczny wynosi 600 km3/rok, przy czym 65% tego dopływu przypada na Amur. Nadmiar wód słodkich w bilansie wodnym morza przyczynia się do wysładzania wód powierzchniowych, szczególnie w części północnej. Cyrkulacja wód ma charakter cyklonalny. Wody z Oceanu Spokojnego napływają do morza przez północne cieśniny kurylskie i przemieszczają się na północ, a następnie okrążają morze od zachodu i schodzą jako zimny prąd trzema odgałęzieniami: jedno kieruje się na wschód i włącza do wód napływających z Oceanu Spokojnego zamykając obwód krążenia wód w morzu, drugie przechodzi przez południowe cieśniny Kuryli i powraca do Oceanu Spokojnego, trzecie przez Cieśninę La Perouse'a wpływa do

Morza Japońskiego i jego wody przemieszczają się dalej wzdłuż brzegów Sachalinu. Prędkości prądu są niewielkie i wynoszą w różnych częściach morza od 5 do 45 cm/s, jednakże w Cieśninie La Perouse'a przy nakładaniu się prądów z prądami pływowymi mogą osiągać 170180 cm/s. Wody głębinowe napływają na głębokości 750-1300 m przez cieśniny: Kruzenszterna i Boussol, zapełniając głębokowodną strefę morza. Temperatura wód powierzchniowych obniża się zimą do temperatury zamarzania (od -1,5°C do -1,7°C) i w związku z tym rozwija się konwekcja wynikająca z różnic gęstości sięgająca w pobliżu brzegów do 50 - 60 m, która dalej od brzegów obejmuje warstwę 200 m, a w południowo-wschodniej części morza (gdzie przede wszystkim podchodzą wody oceaniczne i stratyfikacja jest słaba) nawet 500 m. Latem górna warstwa miąższości 30-70 m nagrzewa się do 6-8°C w rejonach północnych i 15-17°C na krańcach południowych. Wody powierzchniowe są znacznie wysłodzone: do 31 – 32‰ w środkowych rejonach morza, a przy brzegach w rejonie dopływu wód rzecznych do poniżej 31‰ (w Zatoce Sachalińskiej poniżej 25‰). Tylko w pobliżu Kuryli zasolenie dochodzi do 33‰. Pod górną warstwą wód przemieszaną przez falowanie występuje warstwa wody zimnej aż do granicy konwekcji. Jest to woda z poprzedniego okresu zimowego o temperaturze od -1,7°C na północy do 0,5°C na południu. Ta warstwa wchodzi w obieg konwekcji w następnym okresie jesienno-zimowym. Trzecia z kolei masa wodna to pośrednia woda Morza Ochockiego na głębokościach od 150-200 do 500-800 m. Powstaje ona wskutek intensywnego mieszania i transformacji wód w obrębie cieśnin kurylskich w okresie głęboko tu sięgającej konwekcji zimowej. Temperatura tej wody zwiększa się w jej warstwie wraz z głębokością od 0,1°C do 1,52,0°C, a zasolenie od 33,3 do 33,8‰. Wreszcie wody głębinowe morza tworzą stosunkowo ciepłe wody pochodzenia pacyficznego w warstwie od 750-800 m do 1200-1500 m. Ta masa wodna charakteryzuje się indeksem maksymalnej temperatury 2,4°C na głębokości 1000-1200 m i zasolenia 34,3-34,4‰. Dolną warstwę Basenu Kurylskiego, poniżej głębokości 2300 m, tworzy przedostająca się przez cieśninę Boussol woda oceaniczna o stałych indeksach 1,85°C i 34,7‰. Wody powierzchniowe morza są dobrze zaopatrzone w tlen (do 7-9 ml/l); w głębszych warstwach zawartość tlenu znacznie zmniejsza się i spada do 1,0-1,2‰ (10-15% nasycenia) na głębokości występowania maksimum temperatury. W Basenie Kurylskim poniżej tej głębokości zawartość tlenu wzrasta do 2,0-2,2‰ (20-28% nasycenia).

Ryc. 60. Ukształtowanie dna Morza Ochockiego

Ryc. 61. Mapa hydrologiczna Morza Ochockiego objaśnienia jak przy ryc. 18.

Ryc. 62. Temperatura (a) i zasolenie (b) wody Morza Ochockiego, przekrój wzdłuż 150° dł. geogr. wsch.

Pływy są przeważnie dobowe, nieregularne, wysokości do 12,9 m. Fala pływowa wkracza od południa i narasta w kierunku północnym: w południowej części wysokość pływów wynosi 0,8-2,5 m, przy wybrzeżach Kamczatki 4,5 m, a maksymalne wartości osiąga w Zatoce Penyńskiej. Prędkość prądów pływowych jest w otwartym morzu niewielka, lecz w zatokach przy brzegach i w cieśninach kurylskich wzrasta do 200 cm/s, a nawet do 300-400 cm/s w niektórych cieśninach. Przy nasilaniu się wiatrów do 20-30 m/s może rozwijać się duże falowanie, przy czym wysokość fali dochodzi wtedy w otwartym morzu do 8-10 m, a nawet 12 m. Zlodzenie morza rozpoczyna się w listopadzie najpierw w zatokach na północy i w przybrzeżnych rejonach Kamczatki i

Sachalinu, później lód pojawia się i w otwartym morzu. W styczniu i lutym lód pokrywa całą część północną i zachodnią morza. Największa grubość lodu wynosi 0,8-1,0 m i jest obserwowana w marcu. Rozpad i zanikanie zlodzenia zachodzi od kwietnia do czerwca. W części północno-zachodniej morza lody utrzymują się jeszcze do lipca. Okres lodowy trwa 6-7 miesięcy, a po surowych zimach w rejonie Wysp Szantarskich lód może dotrwać do następnego okresu zlodzenia. W południowo-wschodniej części morza warunki zlodzenia są znacznie łagodniejsze. Przy brzegach Kamczatki lody nie utrzymują się dłużej niż trzy miesiące w roku. Morze Ochockie należy do mórz bardzo żyznych dzięki obfitemu zaopatrywaniu w sole pokarmowe przez rzeki i w trakcie konwekcji zimowej, co sprzyja intensywnemu rozwojowi planktonu i wyższych organizmów morskich. Łowi się tu śledzie, płastugi, dorsze, ryby łososiowate, kraby, kalmary, a także ssaki. Są też zasoby ropy naftowej na szelfie sachalińskim. Główne porty to: Magadan, Ochock, Korsakow (na Sachalinie) i Siewiero-Kurylsk.

5.6. MORZE BERINGA Jest to pacyficzne morze podarktyczne między Azją (Półwysep Czukocki-Kamczatka) a Ameryką Północną (Alaska) oddzielone od Oceanu Spokojnego łukiem wysp wulkanicznych Aleutów i Komandorów. Od północy sąsiaduje przez wąską i płytką Cieśninę Beringa z Morzem Czukockim. W północnej części istnieją dwie duże zatoki: Anadyrska i Norton. Na północo-wschodzie rozciąga się obszerny szelf kontynentalny szerokości ponad 700 km (46% powierzchni morza), w części południowej i zachodniej znajduje się głęboki Basen Aleucki (37% powierzchni morza). Powierzchnia morza wynosi 2,315 mln km2, objętość 3,796 mln km3, średnia głębokość 1640 m, maksymalna głębokość 5500 m. Dno na szelfie pokrywa piasek przechodzący na stoku w aleuryt, głębie basenu zalega muł okrzemkowy, miejscami występują popioły wulkaniczne. Klimat morza jest surowy, lecz zróżnicowany. W zimie pod wpływem Wyżu Azjatyckiego znajduje się zachodnia i północno-zachodnia część morza, wiatry wiejące z północy przynoszą polarne powietrze kontynentalne bądź powietrze arktyczne. We wschodnich, a szczególnie w południowo-wschodnich partiach morza przeważają wiatry południowe związane z Niżem Aleuckim, przynoszące powietrze polarno-morskie. Latem nad całym obszarem występują wiatry południowe, lecz są one słabsze i mniej stałe niż zimą, a sam sezon letni jest krótki (3-4 miesiące). W zachodniej części morza klimat ma cechy kontynentalne, w południowo-wschodniej morskie.

Średnia temperatura roczna powietrza w części północnej wynosi -8°C, w południowo-wschodniej 2-4°C; średnia najzimniejszego miesiąca, lutego, na północy wynosi -20°C (w niektórych miejscach do -23°C), w części południowo-wschodniej od 0°C do -2,5°C; latem w lipcu na północy osiąga 7-8°C, a w południowej części 10-11°C. W ciągu całego roku przeważnie występuje zachmurzenie, w południowej części morza częste są mgły. Roczna suma opadów w południowej części osiąga i przekracza 1000 mm, w kierunku północnym zmniejsza się do 500 mm. Spływ wód lądowych jest niewielki w stosunku do powierzchni morza ok. 400 km3 /rok, z czego prawie połowa (176 km3 /rok) przypada na rzekę Alaski Jukon. Krążenie wód w morzu ma charakter cyklonalny. Wody pacyficzne napływają do morza przez główną, szeroką cieśninę po zachodniej stronie Aleutów przy Wyspach Bliskich (cieśnina Bliżnyj). Część tych wód tworzy cyklonalny wir w Głębi Komandorskiej, główny nurt przesuwa się jednak początkowo na wschód wzdłuż Aleutów (Prąd Attu) i łączy się z wodami wpływającymi do morza przez cieśninę Amchitka (Prąd Tanaga). Na północ od wysp Andrejanowa tworzy się główny przepływ wód pacyficznych (Prąd Poprzeczny przecinający morze wzdłuż zbocza kontynentalnego i prawie dochodzący do brzegu azjatyckiego). Znaczna część tego prądu zawraca na południe, dając początek Prądowi Kamczackiemu, a także zamykając wir cyklonalny po wschodniej stronie Grzbietu Szyrszowa, pewna jego część podąża na północ w kierunku Cieśniny Beringa. Wody przenikające do Morza Beringa przez wschodnie cieśniny Aleutów podążają na północ przez wschodnią część morza również w kierunku Cieśniny Beringa (Prąd Św. Wawrzyńca). W ten sposób z Morza Beringa przepływają do Morza Arktycznego transformowane wody pacyficzne w ilości ok. 1,2*106 m3 /s. Niekiedy w zachodniej części Cieśniny Beringa pojawia się prąd przeciwnie skierowany z Morza Czukockiego do Morza Beringa. Prędkości prądów nie są wielkie: w cieśninach aleuckich 25-50 cm/s, w otwartym morzu 5-10 cm/s. Tylko we wschodniej części Cieśniny Beringa prędkości prądu skierowanego na północ osiągają 300 cm/s. W Morzu Beringa występują cztery masy wodne: powierzchniowa, podpowierzchniowa, pośrednia pacyficzna i głębinowa pacyficzna. Zimą w górnej warstwie rozwija się niewielka konwekcja spowodowana różnicami gęstości w części południowo-wschodniej; osiąga ona głębokość 200 m w części zachodniej morza, w płytkich zaś wodach części północnej morza dociera do dna.

Ryc. 63. Ukształtowanie dna Morza Beringa

Ryc. 64. Mapa hydrologiczna Morza Beringa (Objaśnienia jak przy ryc. 18.)

Temperatura wody jest tu bliska temperaturze zamarzania, w południowej części wynosi 1-2°C po stronie zachodniej i do 3°C na wschodzie, latem podnosi się do 4-8°C w rejonach północnych i 9-11°C w południowej połowie morza. Nagrzewanie letnie wód obejmuje warstwę 40-50 m. Zasolenie w tej warstwie wynosi od 33,0-33,5‰ w części południowej i południowo-zachodniej do 31,0‰ w kierunku brzegów północno-wschodnich, a jeszcze bardziej obniża się w pobliżu ujść Jukonu, Kuskokwimu, Anadyru. Pod warstwą wód nagrzanych latem zalega warstwa wód zimnych utworzona w poprzednim okresie zimowym. Grubość tej warstwy podpowierzchniowej jest niewielka w części południowo-wschodniej i zwiększa się w kierunku zachodnich brzegów morza. Minimalna temperatura występuje na głębokościach 150-170 m i wynosi 2,5-3,5°C w części wschodniej, a 1-2°C w części zachodniej. W rejonie północnym temperatura ta jest bliska temperatury zamarzania (-1,7°C). Zasolenie w tej warstwie wód wynosi 33,2-33,7‰ i podwyższa się w kierunku dolnej granicy warstwy do 34‰. Poniżej warstwy zimnej znajduje się pośrednia warstwa ciepłej wody z maksymalną temperaturą na głębokości ok. 300 m, zwiększającej się w kierunku północnym do 400 m, a dolna granica tej warstwy leży na głębokości 650-900 m.

Ryc. 65. Temperatura (a) i zasolenie (b) wody Morza Beringa, przekrój wzd łuż 57° szer. geogr. pn.

Temperatura wody w osi warstwy wynosi 3,4-3,9°C, zasolenie ok. 34,0‰. Jest to woda pochodzenia oceanicznego, słabo przekształcona. Głębinowa woda napływa z Oceanu Spokojnego przez cieśninę przy Wyspach Bliskich i Cieśninę Kamczacką. Jej temperatura wynosi 2,73,0°C i zmniejsza się w kierunku dna basenów do 1,5-1,8°C, zasolenie osiąga 34,2-34,7‰. W obszarach płytkowodnych brak jest pośrednich wód ciepłych i głębinowych wód pacyficznych. Przezroczystość wód Morza Beringa nie jest wielka: w otwartych wodach ok. 16 m, w kierunku brzegów zmniejsza się do 8-12 m, a przy brzegach wynosi tylko 3-4 m. Zawartość tlenu w górnej warstwie osiąga stan nasycenia: w zimie 8,0‰, latem 6,7-7,6‰. Szybkie zmniejszanie się stężenia tlenu zachodzi na granicy warstwy zimnej i ciepłej wód. Na dolnej granicy pośredniej warstwy ciepłej koncentracja tlenu spada do 0,5‰. W wodach głębinowych zawartość tlenu stopniowo rośnie wraz z głębokością do 2,0‰ na głębokościach 2500-3000 m. Stężenie fosforanów w górnej warstwie wynosi 0,62-0,64 µmol/l. Wskutek upwellingu wzdłuż łuku aleuckiego, dopływu substancji biogenicznych z lądu oraz wynoszenia bogatych w sole pokarmowe wód przez mieszanie pływowe i konwekcyjne morze odznacza się dużą produkcją pierwotną dostarczającą obfitego pokarmu rybom, ssakom i ptakom. Poławia się tu ryby łososiowate, dorsze, płastugi, śledzie, mintaje, a także poluje się na lwy morskie, foki i wieloryby oraz dobywa kraby i krewetki. Największe porty to: Prowidienija w byłym Związku Radzieckim i Nome na Alasce. Nazwę morza zaproponował tczewianin - J. Reinhold Forster - podczas drugiej podróży Cooka dla uczczenia Vitusa Jonassena Beringa, Duńczyka w służbie rosyjskiej, który badał obszar tego morza w pierwszej połowie XVIII w. i zginął tu podczas swej ostatniej wyprawy w 1741 r.

5.7. ZATOKA ALASKA Jest to otwarta, rozległa zatoka Oceanu Spokojnego przy północnozachodnich wybrzeżach Ameryki Północnej, odcięta granicą biegnącą od zachodniego cypla półwyspu Alaska po północne krańce Archipelagu Aleksandra (przylądek Spencer). Jej powierzchnia wynosi 384000 km2, objętość 458000 km3, średnia głębokość 1193 m, maksymalna głębokość 4929 m. W północnej jej części istnieje Zatoka Cooka. Między półwyspem Alaska a wyspami Kodiak i Afognak znajduje się głęboka Zatoka Szelichowa. Znaczne partie szelfowe przechodzą w części wschodniej zatoki w Płaskowyż Alaski, w części zachodniej w głębokie obszary Basenu Północnopacyficznego. Temperatura wody

powierzchniowej w lecie wynosi 10-13°C, zimą 2-4°C, a zasolenie 3232,5‰. Dociera tu Prąd Alaski - ciepłe odgałęzienie Prądu Północnopacyficznego. Pływy są półdobowe, wysokości do 12 m i mieszane do 6,8 m. Występują tu obfite łowiska łososia, śledzia i dorsza. Główne porty to: Seward na Alasce (Stany Zjednoczone) i już poza zatoką Prince Rupert w Kanadzie. Nazwa zatoki pochodzi od eskimoskiego wyrazu alakszak - ląd stały (Staszewski 1959).

5.8. ZATOKA KALIFORNIJSKA Jest to wydłużona, głęboka zatoka pacyficzna przy brzegach meksykańskich, długości 1240 km, szerokości do 220 km. Jej powierzchnia wynosi 180 000 km2, objętość 135 000 km3, średnia głębokość 750 m, maksymalna głębokość 3292 m. Zatoka położona na styku Wzniesienia Wschodniopacyficznego z kontynentem stanowi jego przedłużenie w postaci zagłębiającego się pod ten kontynent ryftu złożonego z następujących po sobie głębokich basenów przedzielonych progami. Na osady składają się: piaski i muły terygeniczne, osady wapienne i osady biogeniczne (okrzemkowe i promienicowe). W `północnej części duży obszar zajmują osady przynoszone przez rzekę Kolorado, odkłady deltowe występują też przy wschodnich brzegach zatoki. Osady biogeniczne pochodzą z obfitych zakwitów planktonu dzięki dobremu zaopatrywaniu zatoki w sole pokarmowe z Oceanu Spokojnego. Klimat jest suchy. Średnia roczna temperatura osiąga 22 25°C. Opad roczny na półwyspie wynosi 100-200 mm, od strony lądu od 100 do ponad 850 mm (w kierunku z północo-zachodu na południowschód). Temperatura wody powierzchniowej w części północnej zatoki waha się znacznie w ciągu roku: od 16-19°C zimą do 29-30°C latem. Zimą występuje konwekcyjne mieszanie się wody i tworzą się warunki prawie izotermiczne od powierzchni do dna, latem powstaje stratyfikacja wód wskutek parowania i tworzy się ciepła, nieco bardziej zasolona warstwa wody powierzchniowej. W głębokich basenach panują warunki prawie całkowicie homogeniczne wskutek silnego mieszania pływowego wód. W środkowej i południowej części zatoki pod termokliną zalega woda identyczna pod względem temperatury i zasolenia z równikową wodą pacyficzną. Ponad termokliną woda jest nieco modyfikowana przez parowanie i przez wlewy wód oceanicznych. Cyrkulacja wód jest związana z sezonowymi wiatrami: zimą silne wiatry północne wyprowadzają wody powierzchniowe z zatoki, co wywołuje kompensacyjny napływ wód pacyficznych, czego skutkiem jest z kolei

wynoszenie w górę wód zimnych i bogatych w sole pokarmowe (upwelling). Latem wieją wiatry z południa i powodują napływ wody pacyficznej do zatoki wzdłuż brzegów wschodnich i wtedy upwelling występuje przy półwyspie. Duże rozprzestrzenienie się upwellingu przez cały rok w efekcie sprzyja wysokiej produktywności wód, a zatem stwarza dobre warunki do rozwoju populacji ryb (tuńczyk, flądra, makrela, okoń morski). Pływy są półdobowe mieszane, ich wysokość rośnie od 1 m na południu do 7 m w pobliżu ujścia rzeki Kolorado, gdzie podczas pływów syzygijnych może przekraczać nawet 10 m. Fala pływowa ma charakter fali progresywnej, przemieszczającej się w kierunku północnym. W północnej części zatoki występują silne prądy pływowe. Główny port to Guaymas. W wieku XVI Zatokę Kalifornijską nazwano Mar Bermejo - „morze cynobrowe" - w związku z czerwonym zabarwieniem wód podczas zakwitów planktonu.

5.9. MORZE BELLINGSHAUSENA Jest to pacyficzne morze antarktyczne przy brzegach Ziemi Ellswortha i Półwyspu Antarktycznego (70 -100° dł. geogr. zach.). W narożniku linii brzegowej tych jednostek znajdują się: pokryta lodami i połączona z lądem Wyspa Aleksandra, wyspa Charcota i in. wyspy. Od zachodu morze sąsiaduje z Morzem Amundsena (od Wyspy Thurstona), od północy granicę stanowi koło podbiegunowe południowe. Po obu stronach Wyspy Aleksandra głęboko wcięte są zatoki: Ronne i Marguerity. W otwartych wodach morza tkwi na wysokim cokole Wyspa Piotra I. Powierzchnia morza wynosi 487000 km2, objętość 614000 km3, średnia głębokość 1261 m, maksymalna głębokość 4115 m. Osady glacjalnomorskie składają się głównie z materiału przynoszonego przez lody z lądu i z obszarów płytkich, wytrącającego się na dno przy topnieniu lodów. W morzu wyróżnia się masy wodne: antarktyczną wodę warstwy powierzchniowej (do 200 m głębokości) i pod nią antarktyczną wodę głębinową sięgającą do dna. Temperatura wody na skraju północnym wynosi ok. 0°C, przy południowych brzegach poniżej -1°C, natomiast zasolenie 33, 5‰ Najszybszy wzrost zasolenia występuje w górnych 75 m w strefie przejścia między cienką warstwą powierzchniową i warstwą podpowierzchniową wód, gdzie zaznacza się minimum temperatury (poniżej -1,5°C). Głębiej temperatura wody wzrasta do dna. Również zasolenie wzrasta wraz z głębokością: w południowej części morza od 33,76‰ na powierzchni do 34,69‰ na głębokości 525 m. Zawartość tlenu rozpuszczonego zmniejsza się wraz z głębokością od

9,0 ml/l przy powierzchni do 4, 5 ml/l przy dnie. Przez cały rok większą część powierzchni zajmują lody pływające i góry lodowe. Wysoka produktywność morza występuje szczególnie w jego części wschodniej, przy Ziemi Marguerity i na północ od Wyspy Adelajdy (1,46 mgC/m3/godz.). Nazwę morzu nadano dla uczczenia żeglarza i odkrywcy Fabiana Gottlieba von Bellingshausena (1778-1852), rodem z Estonii, który wraz z M. P. Łazariewem opłynął na statkach „Wostok" i „Mirny" w latach 1819 -1821 Antarktydę i spenetrował również to morze. W latach 1897 - 1899 pływał tu statek badawczy „Belgica" i odbyło się pierwsze zimowanie antarktyczne (z udziałem polskich uczonych Henryka Arctowskiego i Antoniego Bolesława Dobrowolskiego).

5.10. MORZE AMUNDSENA Jest to przybrzeżne morze pacyficzne oblewające zachodnią Antarktydę między Wyspą Thurstona a przylądkiem Dart (100-125° dł. geogr. zach.), przy Wybrzeżu Walgreena i Wyspy Eightsa. Od wschodu sąsiaduje z Morzem Bellingshausena. Jego powierzchnia wynosi 98000 km2, objętość 20000 km3, średnia głębokość 204 m, maksymalna głębokość 585 m. Osady glacjalno-morskie pochodzą głównie z lądu i z obszarów płytkich wód, docierają wraz z lodem i wytrącają się podczas topnienia. Na obrzeżeniu północnym występują muły okrzemkowe, a sporadycznie narzutniaki lodowcowe. Morze znajduje się na styku zimnych mas powietrza Wyżu Antarktycznego i niżów nadciągających z północy i przemieszczających się wokół kontynentu w kierunku wschodnim. Zimna antarktyczna woda powierzchniowa (średnia roczna temperatura poniżej 0°C) zalega cienką warstwą ponad wodą zimową, zaś głębiej (między 100 i 200 m) następuje gwałtowne przejście do cieplejszej antarktycznej wody okołopolarnej. Maksymalne temperatury mieszczą się w przedziale 1,5-2,0°C, w południowej części morza nieco poniżej 1,5°C. Temperatura wód powierzchniowych zmienia się znacznie w przedziale od 0,23 do -1,77°C. Temperatura wód przydennych wynosi ok. 0,4°C. Zasolenie wód powierzchniowych mieści się w przedziale 32,38 34,00‰. W górnej warstwie 200 m zasolenie wzrasta gwałtownie do 34,50‰, poniżej tej warstwy rośnie do ok. 34,74‰ na głębokości w przybliżeniu 800 m, a następnie zmniejsza się do 34,68‰ przy dnie. Zawartość tlenu rozpusz czonego na tym obszarze w wodach powierzchniowych jest zazwyczaj wyższa od 7,00 ml/l, głębiej spada gwałtownie do ok. 4,00 ml/l na głębokości ok. 400 m. Poniżej tej głębokości minimum tlenowego zawartość tlenu w kierunku dna rośnie

do wartości zbliżonej do 5,00 ml/l. Zlodzenie występuje przez cały rok. Ciągły pak lodowy pokrywa zawsze około dwustukilometrowy pas u wybrzeża. W morzu rozpowszechniona jest foka Rossa, foka Weddella, leopard morski, wieloryby, pingwiny. Nazwę morzu nadano ku czci norweskiego polarnika Roalda Amundsena (1872-1928), uczestnika wyprawy statku „Belgica" - pierwszego statku, który zimował w 1897 r. w Antarktyce.

5.11. MORZE ROSSA Jest to antarktyczne morze polarne w sektorze Oceanu Spokojnego (170° dł. geogr. wsch. - 158° dł. geogr. zach.) w głęboko wciętej w kontynent zatoce, zajętej w dużej jej części przez Lodowiec Szelfowy Rossa. Granica wewnętrzna morza biegnie od Przylądka Colbecka (Ziemia Marii Byrd) Barierą Lodową Rossa do Ziemi Wiktorii i dalej brzegiem tej ziemi na północ do Przylądka Adare'a.

Ryc. 66. Ukształtowanie dna Morza Rossa

Północna granica morza biegnie wzdłuż linii łączącej oba te skrajne przylądki. Powierzchnia morza wynosi 440000 km 2 (ok. 960000 km 2 z obszarami pokrytymi lodem), objętość 210000 km3, średnia głębokość 477 m, maksymalna głębokość 2972 m. Morze leży całkowicie na szelfie o średniej głębokości, w przybliżeniu 460 m. To izostatyczne obniżenie szelfu wynika z obciążenia przyległego obszaru kontynentu przez pokrywę lodową. W północnej części morza występuje kilka wzniesień dna i ławic nazywanych łącznie Ławicą Pennella. Są to zatopione pozostałości wielkiej moreny póżnoplejstoceńskiej. Wzdłuż zachodnich i wschodnich brzegów ciągną się depresje szelfowe - głębokie i wąskie zapadliska uchodzące pod Lodowiec Szelfowy Rossa. W osadach przeważa materiał wynoszony przez lody z lądu i płytkich obszarów morza. W rejonie Przylądka Adare'a występują osady wulkaniczne. W północnej części morza osady terygeniczne przechodzą stopniowo w muły okrzemkowe. Przed czołem Lodowca Szelfowego Rossa zalegają piaski, żwiry i grubsze odłamki skał. Są też miejsca pozbawione materiału osadowego. Klimat jest bardzo surowy. Średnia temperatura powietrza w lipcu wynosi od -22 do -24°C, a w poszczególnych dniach spada poniżej -30°C; średnia temperatura stycznia niewiele przekracza 0°C, w północnej części morza wynosi ok. 4,5°C. Wiatry wieją od wschodu i odpowiednio do tej cyrkulacji prądy skierowane są ze wschodu na zachód wzdłuż skraju lodowca szelfowego, przy czym prędkość ich jest znaczna, nie mniej niż 50 cm/s, a niekiedy dochodzi do 150 cm/s. W części południowo-zachodniej prąd skręca na północ, a prędkość przy zachodnim brzegu zmniejsza się do ok. 25 cm/s. Średnia roczna temperatura wody powierzchniowej wynosi poniżej -1 °C, latem niekiedy podnosi się do 2°C, zimą obniża do -1,9°C. Zasolenie zimą przekracza 34,4-34,5‰, latem obniża się na skutek tajania lodów do 33,5-33,8‰. Poniżej warstwy powierzchniowej znajduje się zimna woda o temperaturze od -1,7 do -1,9°C i zasoleniu ponad 34,5‰. W poszczególnych rejonach temperatura tej wody nieco wzrasta na głębokościach 300-500 m, lecz pozostaje ujemna, a wzdłuż skraju lodowca szelfowego wynosi poniżej -1°C. Tylko w północnych krańcach morza temperatura wody na głębokości 500 m wynosi ok. 1°C. Zasolenie tych wód utrzymuje się na poziomie ok. 34,75‰, a w zachodnich i środkowych częściach morza aż do Lodowca Szelfowego Rossa przekracza 34,75‰. Stwierdzono, że tworzenie się wody przydennej w Morzu Rossa jest możliwe, jednak jest ona oddzielona od otwartego oceanu podwodnymi wzniesieniami, które utrudniają dostęp wody szelfowej do stoku kontynentu, a więc nie może ona odgrywać tu

większej roli. Pływy są prawie nie badane, półdobowe, wysokość ich jest niewielka 1-1,5 m. W zimie całe morze pokrywa się lodem, który dryfuje na zachód, a wzdłuż zachodniego brzegu na północ i dlatego w północnej części morza występuje zwarta strefa lodów, a na południe od niej lodu jest mniej. Strefa zwartych lodów składa się z pól lodowych i ich odłamków oraz gór lodowych. Spotyka się również torosy lodowe. Latem zwartość lodów staje się mniejsza i nie stwarzają one większych przeszkód w żegludze. Morze Rossa jest obszarem tworzenia się wielkiej ilości lodowych gór stołowych, odrywających się od lodowca szelfowego, o grubości ok. 300 m. W miejscu odrywania się gór tworzy się pionowa ściana lodowa o średniej wysokości 50 m, która ma w tym morzu długość 950 km. Po oderwaniu się od lodowca góry lodowe wchodzą w ogólny dryf lodów, przemieszczają się wzdłuż zachodniego brzegu morza na północ i dostają się w obszar Dryfu Zachodniego na długi okres. Największe góry lodowe utrzymują się w oceanie przez kilka lat. W morzu żyje foka Rossa, foka Weddella, foka krabojad. Nazwę nadano morzu ku czci Sir Jamesa Clarka Rossa (1800-1862), angielskiego badacza regionu antarktycznego w latach 1839-1843. Prowadził on tu trzy ekspedycje antarktyczne na statkach „Erebus" i „Terror".

5.12. CIEŚNINA BASSA Jest to płytka cieśnina między Australią i Tasmanią, sąsiadująca na zachodzie z Wielką Zatoką Australijską, na wschodzie z morzem Tassmana, uznana przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębny obszar morski. Długość cieśniny wynosi 490 km, szerokość do 287 km, najmniejsza głębokość - na przejściu 51 m, powierzchnia 70000 km2. Po zachodniej stronie leży wyspa King, po wschodniej - wyspy Furneaux z Górą Strzeleckiego. Dużym portem jest Melbourne nad zatoką Port Phillip. Nazwę cieśninie nadano ku czci angielskiego lekarza George Bassa (1771-1803?), który w 1797 r. badał południowo-wschodnie wybrzeże Australii i doszedł do przekonania, że ma przed sobą „szeroką cieśninę" (Staszewski 1959).

5.13. MORZE TASMANA Jest to duże i głębokie morze pacyficzne przy wschodnich wybrzeżach Australii, sąsiadujące od północy z morzami: Koralowym i Fidżi, zaś od wschodu odcięte wyspami Nowej Zelandii, a od południa linią umowną łączącą wyspy Auckland z Przylądkiem Południowo-Wschodnim

Tasmanii. Granica z Morzem Koralowym nie jest ustalona jednoznacznie: według Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako przebiega równoleżnikowo (30° szer. geogr. pd.) od brzegu Australii w kierunku wyspy Lord Howe, a stąd linią biegnącą ku Przylądkowi Północnemu Nowej Zelandii oddziela Morze Tasmana od morza Fidżi; według innej, bardziej naturalnej propozycji granicę Morza Tasmana i Morza Koralowego stanowi Wzniesienie 'Bellony. Powierzchnia morza wynosi 3,336 mln km2, objętość 10,960 mln km3, średnia głębokość 3285 m, maksymalna głębokość 6015 m. Znaczną część obszaru morza zajmuje głęboki Basen Wschodnioaustralijski, rozciągający się na południe poza jego granice.

Ryc. 67. Ukształtowanie dna Morza Tasmana, morza Fidżi i Morza Koralowego

Granicę basenu od wschodu tworzy Wzniesienie Lorda Howe, od północy zaś, Wzniesienie Bellony. W basenie przeważają głębokości ponad 4500 m. Drugi, mniejszy Basen Nowokaledoński ma kształt wydłużony w kierunku południkowym i leży między Wzniesieniem Lorda Howe a Grzbietem Norfolk. Dno basenów pokrywają przeważnie muły globigerynowe, najgłębsze zaś ich obszary wyściela czerwony ił głębinowy.. Na podwodnych grzbietach spotyka się w osadach popioły wulkaniczne. W północnej części morza wzniesienia dna pokrywają rafy koralowe (do 32° szer. geogr. pd.). Klimat jest zróżnicowany. W północnej części morza przeważają wiatry południowo-wschodnie (pasatowe), południowa część znajduje się już w strefie wiatrów zachodnich i dominuje wiatr południowo-zachodni. Prędkości wiatru są jednak jeszcze niewielkie, średnio ok. 3 m/s. Temperatura powietrza znacznie zmienia się w różnych rejonach i czasie. Średnia temperatura w styczniu wynosi 26°C w północnej części morza i 17°C w części południowej, w lipcu średnia temperatura na północy obniża się do 20°C, a na południu do 9-10°C. Roczny opad nad morzem wynosi 11001300mm, parowanie w części północnej i środkowej osiąga 2000-2200 mm, w południowej części 1300-1400 mm rocznie, kompensując się tu z wielkością opadów. Cyrkulacja wód ma charakter antycyklonalny. Przy brzegach Australii przemieszcza się na południe ciepły Prąd Wschodnioaustralijski, zapoczątkowany jeszcze w Morzu Koralowym, o prędkości do ponad 70 cm/s między 28 i 30° szer. geogr. pd. Szerokość prądu w tym rejonie wynosi 100-200 km, a zasięg w głąb morza nie mniej niż 1000 m. Na szerokości Sydney prąd zakręca w kierunku wschodnim i wzdłuż brzegów Nowej Zelandii kieruje się na północ, zamykając wir antycyklonalny. Część wód opływa wyspy Nowej Zelandii od południa i północy, po czym przechodzi na wschód, włączając się w Prąd Południowopacyficzny. Temperatura wód powierzchniowych latem (luty) osiąga 24-25°C (27°C) w północnej części morza, 17-20°C w części środkowej i 13-15°C w części południowej morza, zimą (sierpień) od 23°C na północy do 9-11°C na południu. Zasolenie wyższe od 35,5‰ w części północnej, zmniejsza się do 34,5‰ na granicy południowej morza. Maksimum zasolenia podzwrotnikowych wód podpowierzchniowych występuje na głębokości 100-200 m i wynosi 35,8-35,9‰, przy temperaturze wody 12-18°C. Z pośrednią wodą antarktyczną wiąże się minimum zasolenia na głębokości ok. 1000 m o wartości 34,5‰ i temperaturze wody ok. 5°C. Od południa wkracza do morza woda głębinowa pochodzenia atlantyckiego o zasoleniu 34,70‰ i temperaturze 2,3°C na głębokości 2000 m i obniżonej temperaturze do

1,6°C na głębokości 3000 m. Przydenne wody (poniżej 4000 m) wykazują zasolenie 34,6‰ i temperaturę od 1,0-1,2°C na skraju południowym morza do 2,8°C w części środkowej i północnej. Wody te nie kontaktują się z wodami Basenu Południowopacyficznego, ponieważ ich temperatura jest wyższa niż temperatura wód tego basenu na odpowiednich głębokościach. Zawartość tlenu w górnej warstwie wody wynosi od 5‰ w części północnej morza do 6‰ w południowej, na głębokości 1000 m zmniejsza się do 4,0-4,5‰, a wzdłuż brzegów Australii poniżej 4‰. Pływy są przy brzegach Australii i Tasmanii półdobowe nieregularne, przy brzegach Nowej Zelandii półdobowe. Wysokość pływów wynosi 2-4 m, miejscami do 5,3 m. Poławia się: tuńczyka, makrelę, sajrę i in. Główne porty to: Sydney, Brisbane, Newcastle w Australii oraz Auckland i New Plymouth w Nowej Zelandii (Wyspa Północna). Nazwa morza pochodzi od nazwiska holenderskiego żeglarza Abla Janszoona Tasmana (1603-1659), który penetrował brzegi Australii i przepłynął to morze w 1642 r. w kierunku Nowej Zelandii.

Ryc. 68. Prądy w Morzu Tasmana i Morzu Koralowym (Linia przerywana izobata 2000 m)

5.14. MORZE FIDŻI Jest to przylegający do mórz Koralowego i Tasmana głęboki obszar pacyficzny obejmujący baseny: Północno- i Południowofidżyjski ograniczony wyspami: od północy linią Santa Cruz i Samoa, od wschodu Tonga i Kermadec po Wyspę Północną w Nowej Zelandii, od zachodu zaś linią łączącą Przylądek Północny tej wyspy z Nową Kaledonią i dalej biegnącą przez Nowe Hebrydy do Santa Cruz. Nazwę morza w tych granicach zaproponował Wust (1936). Inną propozycję wydzielenia Morza Fidżi przedstawiono na rycinie 67. Powierzchnia morza wynosi 3,177 mln km2, objętość 8,706 mln km3, średnia głębokość 2740 m, maksymalna głębokość 6948 m. Osady do głębokości 4500 m są globigerynowe (muł otwornicowy), w partiach głębszych jest to czerwony ił głębinowy, miejscami produkty wybuchów wulkanów, wokół wysp Fidżi i Nowej Kaledonii rumowisko koralowe. Północna część morza znajduje się w strefie gorącej i jest pod wpływem południowo-wschodnich wiatrów pasatowych, południowa - w ciepłej, gdzie panują mniej stałe wiatry południowo-zachodnie. Niekiedy z rejonu Wysp Salomona przychodzą cyklony tropikalne. Średnia temperatura powietrza latem (styczeń) osiąga w części północnej 28°C, podczas gdy w południowej wynosi tylko 20°C; zimą (lipiec) temperatura obniża się do 22°C na północy i do 11°C na południu. Roczna suma opadów zmniejsza się od 2000 mm na północy (rejon Fidżi) do 1000 mm u brzegów Nowej Zelandii. Temperatura wody powierzchniowej latem (luty) wynosi od 26°C przy Fidżi do 18°C na południu przy brzegach Nowej Zelandii; zimą (sierpień) zmienia się odpowiednio od 25°C do 13-14°C. Zasolenie wody powierzchniowej przez cały rok nieco przewyższa 35,5‰. Najwyższe zasolenie wody 35,9‰ występuje w warstwie 100-200 m podpowierzchniowej wody podzwrotnikowej. Temperatura wody zmniejsza się w tej warstwie od 15 - 25°C na głębokości 100 m do 1321°C na głębokości 200 m. Pośrednie minimum zasolenia występuje na głębokości 1000 m (34,4-34,5‰), z temperaturą wody ok. 5°C. W warstwie wody przydennej temperatura wody wynosi 1,5°C, zasolenie 34,70‰. Charakter cyrkulacji wód jest taki, jak w przyległych rejonach oceanu: w części północnej morza przepływ kieruje się na południowy zachód, w południowej prądy są skierowane na wschód. Pływy są półdobowe, przy brzegach małych wysp nie przekraczają 1 m, przy wybrzeżach Nowej Zelandii dochodzą do 2-4 m. Pośrodku archipelagu Fidżi wyodrębnia się międzywyspowe morze Koro. Morze Fidżi nie jest

uwzględnione w podziale mórz i oceanów Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako.

5.15. MORZE KORALOWE Jest to półzamknięte duże i głębokie morze pacyficzne przy północnowschodnich wybrzeżach Australii łączące się z Oceanem Indyjskim przez Cieśninę Torresa, graniczące od północy z Morzem Salomona, od południa zaś z Morzem Tasmana, a także z morzem Fidżi. Od otwartego oceanu oddzielają je wyspy: Santa Cruz, Nowe Hebrydy, Wyspy Lojalności i Nowa Kaledonia. Granica z Morzem Tasmana przebiega według instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako od Nowej Kaledonii w kierunku południowo-zachodnim, daleko na południe aż od wyspy Lord Howe i dalej równoleżnikowo ku wschodnim wybrzeżom Australii. Bardziej naturalne wydaje się jednak poprowadzenie rozdziału mórz przez Wzniesienie Bellony, w kierunku na zachód od Nowej Kaledonii. Powierzchnia morza wynosi 4,068 mln km2, objętość 9,123 mln km3, średnia głębokość 2243 m, maksymalna głębokość 9174 m. Dawniej włączano do obszaru Morza Koralowego, uważane dziś za samodzielne, Morze Salomona i wówczas powierzchnię obu mórz oceniano na 4,79 mln km2, objętość 11,47 mln km3 i średnią głębokość 2394 m. Ukształtowanie dna jest skomplikowane. W obrębie morza są trzy wielkie wzniesienia podwodne: Mellish pośrodku, Luizjadów od strony północnej i Bellony na wysokości Nowej Kaledonii. Przy brzegach australijskich rozciąga się ponadto olbrzymi Płaskowyż Queenslandu z Wielką Rafą Koralową od strony zachodniej morza. Wielkie rafy ciągną się też wzdłuż brzegów PapuiNowej Gwinei i wokół Nowej Kaledonii. Między tymi strukturami dna leżą trzy wielkie baseny: największy Basen Morza Koralowego na północny wschód od Płaskowyżu Queenslandu oraz Basen Santa Cruz i Basen Nowohebrydzki w części wschodniej morza. W południowej części znajduje się jeszcze jeden niewielki Basen Frederick między Wzniesieniem Bellony a szelfem australijskim. Na skraju wschodnim ciągną się trzy głębokie rowy: San Cristobal przechodzący w Rów Torresa z największą głębokością całego morza (9174 m) oraz Nowohebrydzki (7633 m). Osady w basenach i rowach tworzą muły globigerynowe i czerwony ił głębinowy. Wielkie obszary płaskowyży pokrywają piaski koralowe i muły węglanowe. Atole i platformy raf koralowych zajmują duże powierzchnie (do głębokości 1000 m). Liczne laguny w rafach barierowych mają dno pokryte osadami terygenicznymi.

Wzdłuż archipelagu Nowych Hebrydów występują osady wulkaniczne. Klimat jest gorący: latem (półkuli południowej) nad północną częścią morza panuje monsun północno-zachodni, zimą występuje pasat południowo-wschodni. Wiatry są słabe i niestałe. Temperatura powietrza w styczniu wynosi 28°C w części północnej i 27°C w części południowej, w lipcu odpowiednio: 26°C i 20-21°C. Roczna suma opadów zmniejsza się od ponad 3000 mm w zatoce Papua do 1100-1300 mm w kierunku południowym. Różnica między opadami i parowaniem ma wartość dodatnią przy północnych krańcach morza, na południu staje się ujemna i w części środkowej deficyt wody osiąga 1m/rok, z czym wiąże się podwyższenie zasolenia wody. Cyrkulacja wód ma charakter sezonowy. Latem wody Prądu Południoworównikowego napływają między Wyspami Salomona i Nowymi Hebrydami i kierują się na zachód, a następnie na południe wzdłuż brzegów Australii i częściowo zasilają Prąd Wschodnioaustralijski, częściowo zaś powracają na wschód wzdłuż północnego skraju Wzniesienia Bellony, tworząc w ten sposób antycyklonalną cyrkulację wód morza. Zimą, pod wpływem pasatu południowo-wschodniego po wschodniej stronie morza tworzy się cyrkulacja cyklonalna. Wtedy wody Morza Koralowego przechodzą przez Cieśninę Torresa do morza Arafura. Morze jest bardzo ciepłe, lecz z wyraźnie zaznaczającymi się wahaniami sezonowymi. Latem, w lutym, temperatura wody powierzchniowej wynosi od 28°C (miejscami 29°C) w części północnej do 25°C na południu; zimą, w sierpniu, temperatura części północnej obniża się do 26°C, na peryferiach południowych do 23°C. Zasolenie wód powierzchniowych zwiększa się z północy na południe: latem zasolenie w północnej części nieco przekracza 34,5‰, a w części południowej osiąga 35,5‰, zimą podwyższa się w części północnej do 35‰. W warstwie na głębokości 100-200 m znajdują się podzwrotnikowe wody podpowierzchniowe, pochodzące ze wschodnich rejonów oceanu, o zasoleniu maksymalnym 35,9‰ i zmniejszającej się temperaturze od 23-25°C na głębokości 100 m do 18-20°C na głębokości 200 m. Głębiej zasolenie stopniowo zmniejsza się do głębokości 1000 m, na której obserwuje się pośrednie wody podantarktyczne o zasoleniu 34,5‰ i temperaturze ok. 5°C. Na większych głębokościach zasolenie zwiększa się, a temperatura obniża (przy dnie 34,73‰ i ok. 2,5°C). Do basenów wschodnich morza dochodzi głębinowa woda z niższych warstw między wyspami San Cristobal i Santa Cruz oraz od południa przez Rów Nowohebrydzki o temperaturze ok. 2°C. Jest to prawdopodobnie woda pochodzenia północnoatlantyckiego. Objętościowa zawartość tlenu w warstwie

powierzchniowej morza wynosi 4,5-5,0‰, zmniejsza się do 40/00 na głębokości 500 m i do 3,0-4,0‰ na głębokości 1000 m. Pływy są półdobowe nieregularne, o niewielkiej wysokości przy brzegach wysp, np. przy Guadalcanal 0,1 m, przy Nowej Kaledonii 1,2 m, lecz zwiększającej się wzdłuż brzegów Australii do 2-5 m (do 7,2 m). Główne porty morza to: Cairns w Australii, Port Moresby na Nowej Gwinei i Numea (Noumea) w Nowej Kaledonii.

5.16. MORZE SALOMONA Jest to melanezyjskie głębokie morze międzywyspowe na południowy zachód od Wysp Salomona, odgraniczone od północy Nową Brytanią, od zachodu Nową Gwineą, od południa przez Luizjady i Grzbiet Rennela. Sąsiaduje od północy z Morzem Nowogwinejskim, od południa z Morzem Koralowym, od wschodu z Basenem Melanezyjskim Oceanu Spokojnego. Powierzchnia morza wynosi 755000 km2, objętość 1,836 mln km3 , średnia głębokość 2432 m, maksymalna głębokość 9140 m. Morze dzieli się na dwa baseny: Nowej Brytanii, z głębokim Rowem Nowej Brytanii i Bougainville'a, i płytszą Rynnę Triobriandzką (Kiriwina) oraz Salomona - w południowej części morza, na północ od Grzbietu Rennela, z Rowem San Cristobal. Jest jeszcze jedna depresja, a mianowicie długi wąski ryft Santa Isabel Trough oddzielający zewnętrzny pas Wysp Salomona od wewnętrznego ciągu wysp. Dno pokrywają głównie osady globigerynowe, w pobliżu brzegów zaś terygeniczne, rozprzestrzenione są również popioły i tufy wulkaniczne. W głębokim Basenie Nowej Brytanii i Rowie San Cristobal występuje czerwony ił głębinowy, zaś w płytkich wodach muły i piaski koralowe. W związku z wysoką aktywnością sejsmiczną i trzęsieniami ziemi prądy zawiesinowe osiągają głębokie rowy i wyrównują ich dno. Klimat jest uwarunkowany położeniem morza blisko równika. Latem (półkuli południowej) występują monsunowe wiatry północno-zachodnie, przyjmujące nad Wyspami Salomona kierunek z północy, zimą panuje pasat południowo-wschodni. W południowo-wschodniej części morza mogą powstawać cyklony tropikalne przemieszczające się na południe, nad obszar Morza Koralowego. Średnia miesięczna temperatura powietrza wynosi od 28°C w styczniu do 26°C w lipcu. Zmiany sezonowe temperatury są nieznaczne. Średni roczny opad wynosi ponad 2000 mm (dwa sezony deszczowe), warstwa wyparowanej wody zaś 1700-1800 mm. Nad morzem zachmurzenie jest duże (60% w ciągu roku). Cyrkulacja wód w okresie monsunu skierowana jest przeciwnie do ruchu wskazówek

zegara, w okresie pasatu południowo-wschodniego jest zgodna z tym ruchem. Prąd Południoworównikowy wpływa na obszar morza od północy i rozdziela się na południowy zachód i południowy wschód, natomiast latem (półkuli południowej) od południowego wschodu i przechodzi na północ. Prędkość prądu wynosi 25-50 cm/s, lecz u brzegów Nowej Gwinei może osiągać 75 cm/s. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wody powierzchniowej zawsze utrzymuje się powyżej 27°C, latem osiąga 29°C. Zasolenie wody zimą wynosi ok. 35‰, latem ulega nieco zredukowaniu (do 34,5‰) wskutek zwiększenia się opadów. W podpowierzchniowej masie wód podzwrotnikowych zasolenie jest wyższe i osiąga maksimum (ponad 35,5‰) na głębokości nieco mniejszej niż 200 m, temperatura wody wynosi na tej głębokości 19 20°C. W pośredniej masie wód podantarktycznych minimum zasolenia 34,5‰ występuje na głębokości ok. 800 m, a temperatura wody na tej głębokości wynosi 6,0-6,4°C. W warstwie głębinowej obserwuje się niewielki wzrost zasolenia do 34,65-34,70‰ na głębokości 2000 m, przy temperaturze wody ok. 2,2°C i dalej do dna zmiany są już nieznaczne (w przydennej warstwie 34,70‰ i 2°C). Pływy są dobowe, wysokości w okresach syzygium ok. 1,2 m.

5.17. MORZE NOWOGWINEJSKIE (MORZE BISMARCKA) Jest to przyrównikowe morze melanezyjskie na północny wschód od Nowej Gwinei, otoczone od strony Oceanu Spokojnego Archipelagiem Bismarcka, od południa wyspą Nowa Brytania i brzegami Nowej Gwinei. Jego powierzchnia wynosi 338000 km2, objętość 553000 km3, średnia głębokość 1632 m, maksymalna głębokość 2665 m. Podmorski grzbiet (500-1000 m) dzieli je na dwa baseny: Nowoirlandzki i Nowogwinejski. W części południowej występują liczne góry podwodne i małe wulkany. Dno pokrywają przeważnie osady globigerynowe, a wokół wysp piaski koralowe, są też osady pochodzenia wulkanicznego i podwodne wylewy lawy. Klimat jest uwarunkowany położeniem morza w pobliżu równika. Wiatry mają charakter monsunowy: zimą (północnej półkuli) wieją z północnego zachodu, latem panuje pasat południowo-wschodni (od lipca do września). Temperatura powietrza wynosi ok. 28°C, nie wykazując wahań sezonowych. Monsunowy charakter ma również cyrkulacja wód. Od grudnia do marca rozwija się Prąd Nowogwinejski skierowany wzdłuż brzegów Nowej Gwinei na południowy wschód, jako odgałęzienie Prądu Południoworównikowego, a więc tworzy się tu cyrkulacja przeciwna do ruchu wskazówek zegara wokół wysp: Nowej Brytanii, Nowej Irlandii i

Wysp Salomona. Od czerwca do września Prąd Nowogwinejski kieruje się na północny zachód w związku z działaniem pasatu południowowschodniego. W tym okresie cyrkulacja wód jest zgodna z ruchem wskazówek zegara wokół tychże wysp. Prędkość prądu zimą i latem nie jest duża, nie przekracza 25 cm/s, lecz prędkości samego Prądu Nowogwinejskiego mogą być większe. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wody powierzchniowej przekracza 29°C z małymi wahaniami sezonowymi. Opady wynoszą rocznie ponad 2000 mm (do 6000 mm przy brzegach Nowej Brytanii) i występują w dwóch porach roku. Silne jest zachmurzenie (60% w roku). Parowanie pochłania rocznie tylko 125-130 cm i dlatego średnie zasolenie wody jest nieco obniżone, do ok. 34,5‰. Podpowierzchniowa woda podzwrotnikowa wykazuje maksimum zasolenia 35,5-36,0‰ na głębokości ok. 150 m. Temperatura wody wynosi 26°C na głębokości 100 m i 19°C na głębokości 200 m. Na głębokości 500 m zasolenie wynosi 34,6-34,7‰, a temperatura wody 8°C, natomiast na głębokości 1000 m ok. 34,5‰, przy temperaturze 4,5°C. Poniżej 1000 m zasolenie nieznacznie wzrasta i osiąga przy dnie 34,65‰, przy temperaturze obniżającej się do 1,752,0°C. Zawartość objętościowa rozpuszczonego tlenu wynosi 4,5‰ (tj. 100% nasycenia zimą i latem), na większych głębokościach (500 i 1000m) zmniejsza się do 2,5-3,0‰. Pływy są przeważnie dobowe, o niewielkiej wysokości 30-50 cm.

5.18. INDONEZYJSKIE MORZE ŚRÓDZIEMNE Indonezyjskie Morze Śródziemne, zwane również Indonezyjskim Morzem Wyspowym, leży między wyspami Archipelagu Malajskiego (Wschodnioindyjskiego lub Sundajskiego) oraz między Półwyspem Indochińskim a Nową Gwineą i Australią. Składa się nań kilkanaście obszarów wodnych, a mianowicie mórz: Jawajskiego, Bali, Flores, Sawu, Banda, Seram, Halmahera, Moluckiego, Celebes, cieśnin: Malakka (chociaż ciąży ona do obszaru Oceanu Indyjskiego) i Makasarskiej, zatok: Tomini, Bone i in. mniejszych obszarów morskich, tworząc w sumie największy na świecie labirynt wodny rozmieszczony pośród tysięcy wysp (ok. 3000). Rozciągłość równoleżnikowa morza wynosi 5100 km, południkowa 1900 km, a powierzchnia wodna zajmuje 3,2 mln km2 (ponad 5 mln km2 z wyspami), objętość wód ok. 5,4 mln km3 (bez wód Archipelagu Filipińskiego). Niektórzy oceanografowie rozszerzają ten region na cały obszar między Półwyspem Indochińskim a Australią, włączając jeszcze Morze Andamańskie i nazywają go Australo-

Azjatyckim Morzem Śródziemnym. W takim przypadku powierzchnia regionu wynosiłaby 9,08 mln km2, objętość 11,37 mln km3, średnia głębokość zaś 1252 m (Dietrich 1970). Morze leży w strefie gorącej, lecz odznacza się monsunowym charakterem cyrkulacji wód. W związku z tym napływ wód zimą (półkuli północnej) odbywa się przez Morze Południowochińskie z północy na południe i dalej przez Morze Jawajskie na wschód, latem sytuacja odwraca się i przepływ wód jest zorientowany w kierunku na zachód od Morza Jawajskiego, podążając dalej przez Morze Południowochińskie na północ i północny wschód. Te ogólne zmiany cyrkulacji wód w ciągu roku nie znajdują wyraźniejszego odbicia w rozkładzie temperatury i zasolenia wody. Temperatura wody powierzchniowej jest wysoka i zmienia się tylko nieznacznie w ciągu roku od 25 do 28°C w skrajnych rejonach północnych i południowych oraz od 27 do 29°C w pobliżu równika. Ogólny rozkład zasolenia wód powierzchniowych zachowuje swoje cechy we wszystkich sezonach. Najniższe zasolenie występuje zawsze w rejonie Półwyspu Malajskiego, Sumatry, Jawy i południowych brzegów Borneo, wynosząc w okresie od listopada do marca 30–32‰, a w sezonie deszczowym (kwiecieńpaździernik) zasolenie lokalnie spada poniżej 29‰. Na wschód i północ zasolenie wody wzrasta do ponad 34‰) na peryferiach wschodnich, dokąd docierają wody pacyficzne. Indonezyjskie Morze Śródziemne to obszar gór fałdowych i płaskowyżów, sejsmicznie czynny, o wilgotnym klimacie równikowym. Znajdują się tu duże zasoby cennych rud, węgla, siarki, ropy naftowej i gazu ziemnego. Lokalnie występuje ogromna gęstość zaludnienia (do 450 osób/km2), czego skutkiem jest zagrożenie ekosystemu. Szczególnie obciążona jest cieśnina Malakka wskutek wielkiego ruchu żeglugowego, a przede wszystkim wskutek transportu ropy naftowej na dużą skalę (setki milionów ton rocznie), dużej sedymentacji i znacznych robót czerpalnych. Zagrożone są też bardzo wrażliwe na zanieczyszczenia systemy mangrowiowe, które są ważnymi obszarami rozrodu i żerowania licznych gatunków, a także zespoły koralowców, w małym stopniu tolerujące wzrastające zanieczyszczenie wód morskich.

Ryc. 69. Obszar Indonezyjskiego Morza Śródziemnego

Ryc. 70a. Cyrkulacja wód w górnej warstwie Australo-Azjatyckiego Morza Śródziemnego zimą półkuli północnej (Prędkość prądu a - do 25, b - 25-50, c -50-100 cm/s)

Ryc. 70b. Cyrkulacja wód w górnej warstwie Australo-Azjatyckiego Morza Śródziemnego latem półkuli północnej (Prędkość prądu: a - do 25, b - 25-50, ć 50-100 cm/s)

5.18.1. CIEŚNINA MALAKKA Jest to rozszerzająca się w kierunku Oceanu Indyjskiego cieśnina morska, którą wraz z Cieśniną Singapurską traktuje się w instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako jako odrębny obszar morski. Leży między Półwyspem Malajskim i Sumatrą; łączy Morze Andamańskie z Morzem Południowochińskim. Jej długość wynosi 937 km, najmniejsza szerokość 15 km, najmniejsza głębokość na farwaterze 12 m, przy czym głębokość wzrasta stopniowo do ok. 100 m przy wylocie na Morze Andamańskie. Silne prądy pływowe powodują duże sfalowanie osadów piaszczystych na dnie, wysokości 4-7 m i długości fali 250-450 m.

Ryc. 71a. Zasolenie wód w górnej warstwie Australo-Azjatyckiego Morza Śródziemnego w lutym

Ryc. 71b. Zasolenie wód w górnej warstwie Australo-Azjatyckiego Morza Śródziemnego w sierpniu

Grzbiety układają się prostopadle do kierunku rozchodzenia się prądów, lecz występują również długie grzbiety równoległe do kierunku prądów. Wymiana wody przez cieśninę jest słaba. Cieśnina Malakka stanowi ważną drogę żeglugową z Oceanu Indyjskiego na wschód, odbywa się tu duży ruch statków, w szczególności zbiornikowców transportujących oleje (ponad 300 mln t/rok), co zagraża zasobom żywym tego rejonu. Innym obciążeniem jest intensywna sedymentacja wskutek doprowadzania materiałów z rzek, kopalnictwa, wyrębu lasów, odprowadzania nie oczyszczonych ścieków i prowadzenia robót czerpalnych. Nazwa cieśniny pochodzi od malajskiego melaka liściokwiat, roślina z rodziny ostromleczowatych (Staszewski 1959).

5.18.2. MORZE JAWAJSKIE Jest to duże szelfowe morze indonezyjskie między wyspami: Sumatrą, Jawą, Celebes (Sulawesi) i Borneo (Kalimantan). Od północnego zachodu przechodzi w Morze Południowochińskie przez cieśniny: Karimata i Gaspar, od wschodu sąsiaduje z morzami: Bali i Flores, przechodząc w Cieśninę Makasarską. Przez płytkowodną cieśninę między Jawą a Sumatrą - Cieśninę Sundajską - łączy się z Oceanem Indyjskim. Powierzchnia morza wynosi 552000 km2, objętość 61000 km3, średnia głębokość 111 m, maksymalna głębokość 1272 m. Przeważają głębokości 40-50 m. Dno jest nadzwyczaj płaskie z licznymi korytami stanowiącymi przedłużenie ujść rzek spływających z Sumatry, Jawy i Borneo. Występują dwa podwodne systemy rzeczne: z odpływem skierowanym na wschód i na północ, które miały charakter lądowy podczas eustatycznego obniżania późnoplejstoceńskiego wód. W pobliżu ujść i delt rzecznych obserwuje się olbrzymie przyrosty lądu (do 75-200m rocznie). Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wód powierzchniowych wynosi 27-28°C, zasolenie 31,5-34,0‰. Zasolenie jest zazwyczaj niskie (poniżej 32‰), jednak podczas monsunu północnozachodniego wdzierają się tu wody o wysokim zasoleniu z Morza Południowochińskiego. Przeważa jednak przepływ wód w kierunku zachodnim (od września do maja). Pływy dobowe osiągają wysokość do 2 m. Jest to strefa aktywna sejsmicznie. Duże znaczenie ma rybołówstwo i połów pereł. Jest to obszar roponośny. Główne porty to: Dżakarta i Semarang na Jawie oraz Banjarmasin na Borneo. Do Morza Jawajskiego włącza się niekiedy obszar szelfowy Morza Południowochińskiego i nazywa się je wtedy Morzem Sundajskim.

5.18.3. MORZE BALI Jest umownie wydzielanym przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako małym morzem indonezyjskim między wschodnim krańcem Jawy a zachodnią częścią Sumbawy, na północ od wysp Bali i Lombok. Nie ma naturalnych granic z sąsiednimi morzami: Jawajskim i Flores, a pod względem oceanograficznym należy do morza Flores. Powierzchnia morza wynosi 40000 km2, objętość 32000 km3, średnia głębokość 800 m, maksymalna głębokość 1589 m. Dno jest niewielką niecką pokrytą osadami terygenicznymi i tufami wulkanicznymi. Morze jest obramowane od południa potężnymi i aktywnymi wulkanami. Klimat jest monsunowy. Morze należy do bardzo ciepłych o temperaturze wód powierzchniowych 27-28°C i zasoleniu do 34‰. Odnawianie wód głębinowych odbywa się

od strony morza Flores. Pływy są mieszane, wysokości do 1,7 m. Główny port nad morzem to Surabaya na Jawie.

5.18.4. MORZE FLORES Jest morzem indonezyjskim między Wyspami Sundajskimi a Celebes (Sulawesi). Od zachodu graniczy z Morzem Jawajskim i morzem Bali, od wschodu z morzem Banda, od południa wyspa Flores oddziela je od morza Sawu. Powierzchnia morza wynosi 115000km2, objętość 175000km3, średnia głębokość 1522 m, maksymalna głębokość 5234 m. Na północ od wysp: Sumbawa i Flores rozciąga się równoleżnikowo duża głębia połączona z morzem Banda szerokim progiem głębokości ok. 2450 m. Osady są terygeniczne i wulkaniczne, miejscami globigerynowe. Morze jest bardzo ciepłe, o temperaturze wody powierzchniowej od 25,9°C w sierpniu i wrześniu do 28,8°C w listopadzie. Zasolenie wynosi 34,0-34,6‰. Zasilanie wód głębinowych z oceanu odbywa się przez Morze Moluckie z morza Banda, od wschodu. Pływy przy wyspie Sumbawa są rzędu 1,6 m. Jest to strefa monsunowa, silna jest ponadto aktywność sejsmiczna. Granice morza określane są różnie: sensu largo o powierzchni 240000 km2 i w bardziej ograniczonym obszarze 121000km2 według Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako lub według propozycji radzieckich (Atlas okieanow - Tierminy, ponjatija... 1980). Nazwa pochodzi od portugalskiego flores - kwiaty, bujna szata roślinna (Staszewski 1959).

5.18.5. MORZE SAWU Jest to morze indonezyjskie między Małymi Wyspami Sundajskimi: Flores, Timor i Sumba. Powierzchnia morza wynosi 104000km2, objętość 175000km3, średnia głębokość 1683 m, maksymalna głębokość 3475 m. Kilka cieśnin łączy głębokowodny basen morza z morzami Flores i Banda oraz z Oceanem Indyjskim. Najgłębsza z nich Alor łączy morze z Morzem Banda progiem głębokości 1815 m. Tędy dociera głębinowa woda pacyficzna. Cieśniny wychodzące na Ocean Indyjski są płytsze, najgłębsza z nich Sumba (między Sumbą i Flores) ma głębokość na progu 900 m. Dno basenu tworzy równinę abysalną i pokryte jest mułami terygenicznymi, jak również wulkanicznymi, na południowych krańcach występują osady globigerynowe i muły koralowe, dno cieśnin przeważnie jest pozbawione osadów. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wody powierzchniowej w sierpniu wynosi ok. 26°C, w lutym ok. 28°C. Zasolenie osiąga ok. 34‰. Pływy są półdobowe nieregularne do 2 m.

15.8.6. MORZE BANDA Jest to duże indonezyjskie morze międzywyspowe graniczące od północy z Morzem Moluckim i Morzem Seram, od południa z morzami: Flores, Sawu i Timor, od wschodu z morzem Arafura, od zachodu zamknięte archipelagiem Celebes (Sulawesi). Powierzchnia morza wynosi 714000 km2, objętość 1,954 mln km 3, średnia głębokość 2737 m, maksymalna głębokość 7440 m. Morze składa się z kilku basenów i rowów połączonych głęboko osadzonymi progami. Przeważają warunki środowiskowe abysalne (głębokości przekraczające 3000 m). Osady są terygeniczne i wulkaniczne, na głębokościach mniejszych od 25003000m globigerynowe, wokół wysp muły i piaski koralowe, na progach spotyka się dno pozbawione osadów wymyte przez silne prądy przydenne. Jest to strefa monsunowa. Morze należy do bardzo ciepłych, średnia roczna temperatura wody wynosi 27°C. Zasolenie osiąga do 34,5‰. Głębinowe wody pacyficzne wpływają z morza Seram przez głęboką cieśninę (na progu 3100 m) między wyspą Buru i wyspami Sula. Pływy są mieszane, wysokości do 2,4 m. Głównym portem jest Ambon, w sąsiedztwie wyspy Seram. Mieszczącą się między ramionami wyspy Celebes obszerną zatokę Bone Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako zakwalifikowało jako odrębny obszar morski.

5.18.7. MORZE SERAM Jest to międzywyspowe przyrównikowe morze indonezyjskie o wydłużonym kształcie, na północ od wyspy Seram (Ceram), stykające się z morzami: Moluckim i Halmahera, od południa z morzem Banda, zaś od wschodu z morzem Arafura. Powierzchnia morza wynosi 161000 km2, objętość 173000km3, średnia głębokość 1074 m, maksymalna głębokość 5319 m. W zachodniej części wydziela się morze Buru. Jest tam głęboki rów zwany Basenem Buru. Ukształtowanie dna jest bardzo złożone, składa się z kilku ryftów i grzbietów o orientacji wschód-zachód. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wód powierzchniowych osiąga 27 - 28°C. Zasolenie ok. 34‰. Głębinowe wody pacyficzne napływają przez Morze Moluckie, przez Cieśninę Lifamatola ponad progiem głębokości 1880 m. W ten sposób pacyficzne wody głębinowe zasilają prawie całą wschodnią część Archipelagu Indonezyjskiego. Pływy półdobowe są nieregularne, wysokości l,7 - 2,3 m.

5.18.8. MORZE HALMAHERA Jest niewielkim międzywyspowym indonezyjskim morzem przyrównikowym między Molukami a Nową Gwineą. Od wschodu graniczy z otwartymi wodami Oceanu Spokojnego, od południa z morzem Seram, od zachodu z Morzem Moluckim. Powierzchnia morza ma 75000 km2, objętość 56000 km3, średnia głębokość maksymalna 2072 m. Dno składa się z basenów i grzbietów podmorskich; pokrywają je osady terygeniczne, wulkaniczne i globigerynowe, a miejscami rumowisko koralowe. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wód powierzchniowych jest najwyższa w maju (28,6°C), najniższa w sierpniu (25,7°C). Zasolenie wynosi od 34‰ (marzec-maj) do 34,6‰ (wrzesieńlistopad). Wymianę wód głębinowych z otwartymi wodami Oceanu Spokojnego ogranicza próg głębokości 700 m (w cieśninie Djailolo) i dlatego głębsze wody pacyficzne nie przechodzą przez to morze na południe, do morza Seram. W północnej części morza znajduje się otwarta na ocean zatoka Kau, w zachodniej części większa zatoka Weda. Nazwa morza pochodzi od indonezyjskiego hale - kraj i mahera urodzajny (Staszewski 1968).

5.18.9. MORZE MOLUCKIE Jest indonezyjskim morzem przyrównikowym otoczonym ciągami wysp wulkanicznych, położonym między: Talaud, Celebes (Sulawesi), Sula i Molukami. Od północnego wschodu przechodzi w Basen Filipiński, od wschodu graniczy z morzem Halmahera, od południa z morzami: Seram i Banda, od północnego zachodu zaś z morzem Celebes. Powierzchnia morza ma 274 000 km2, objętość 484 000 km3 , średnia głębokość 1766 m, maksymalna głębokość 4970 m. Dno składa się z rowów, basenów i grzbietów; pokrywają je osady terygeniczne i wulkaniczne, miejscami węglanowo-wapienne. Należy do strefy monsunowej. Morze jest bardzo ciepłe, temperatura wód powierzchniowych osiąga 27-28°C. Zasolenie wynosi 34‰. Wody głębinowe są odnawiane z Basenu Filipińskiego przez szerokie przejście głębokości do 2000 m i przechodzą na południe do mórz: Seram i Banda. Pływy są półdobowe, nieregularne, wysokości do 2,2 m. Obszar jest bardzo aktywny sejsmicznie. W zachodniej części morza znajduje się zatoka Tomini, traktowana przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako jako odrębny obszar morski.

5.18.10. CIEŚNINA MAKASARSKA Jest to indonezyjskie morze przyrównikowe między Borneo i Celebes łączące morza: Celebes i Jawajskie. Długość cieśniny wynosi 710 km, najmniejsza szerokość 120 km, głębokości do 2458 m, najmniejsza głębokość na trasie przejścia żeglugowego 930 m. Morze jest bardzo ciepłe. Zasolenie zimą wynosi ok. 32‰, latem ok. 34‰. Z portów należy wymienić: Balikpapan na Borneo, Ujung Padang (Makasar) na Celebes.

5.18.11. MORZE CELEBES Jest międzywyspowym przyrównikowym morzem indonezyjskim między Borneo (Kalimantan), Celebes (Sulawesi), Sangihe, Mindanao i archipelagiem Sulu. Sąsiaduje od północy z morzem Sulu, od południa z Morzem Moluckirn i przez Cieśninę Makasarską z morzami: Jawajskim i Flores. Powierzchnia morza ma 453000 km2, objętość 1,524 mln km3, średnia głębokość 3364 m. Ukształtowanie dna to dość regularna, głęboka misa z maksymalną głębokością 6220 m, pokryta osadami terygenicznymi i mułami wulkanicznymi. Morze jest ciepłe, temperatura wód powierzchniowych osiąga 28°C przez cały rok. Zasolenie wynosi ok. 34,5‰. Pływy są półdobowe nieregularne, wysokości ponad 3 m. Zasilanie wód głębinowych następuje z otwartego Oceanu Spokojnego, bezpośrednio na południe od Mindanao i dalej przez Cieśninę Makasarską do morza Flores. Morze leży w strefie monsunowej. Duża jest tu aktywność sejsmiczna. Główne porty to: Manado (Celebes) i Tarakan (na Borneo).

5.18.12. MORZE SULU Jest międzywyspowym morzem indonezyjskim między Archipelagiem Filipińskim i wyspą Borneo (Kalimantan). Od morza Południowochińskiego oddziela je wyspa Palawan, a łączą cieśniny: Mindoro (głębokość progu ok. 450 m) i Balabac (głębokość do 100 m); od morza Celebes (Sulawesi) - grzbiet archipelagu Sulu (cieśnina Sibutu z głębokością 270 m). Po stronie wschodniej sąsiaduje z wewnętrznymi morzami Filipin: Sibuyan (na północ od wyspy Panay) i Mindanao. Powierzchnia morza ma 335000 km2, objętość 526000 km3, średnia głębokość 1570 m. Ciąg ławic na głębokościach minimalnych poniżej 200 m dzieli morze pośrodku, równolegle do wyspy Palawan, na część płytszą północno-zachodnią i głęboką południowo-wschodnią z maksymalną głębokością 5576 m. Morze jest bardzo ciepłe, z temperaturą maksymalną w maju do 29°C i minimalną w lutym ok. 25°C.

Zasolenie wynosi 33-34,5‰. Wody głębinowe są zasilane z Morza Południowochińskiego. Pływy są półdobowe nieregularne, o rozpiętości do 2-3 m. W południowej części morza istnieją rafy koralowe. Poławia się ryby, głównie tuńczyka. Główne porty to: Puerto Princesa na wyspie Palawan, Hoilo na wyspie Panay, Zamboanga na wyspie Mindanao (Filipiny) i Sandakan na wyspie Borneo (Malezja).

5.19. MORZE FILIPIŃSKIE Jest to głębokowodny wielki obszar oceaniczny (3,1% całego Oceanu Spokojnego) przylegający do mórz wschodnioazjatyckich, a rozciągający się na Oceanie Spokojnym po wyspy: Bonin (Ogasawara-gunto), Mariany, Yap, Palau, Halmahera. Od zachodu obszar ten wyznaczają: Filipiny, Tajwan, Riukiu, Kiusiu, od północy ograniczony jest Wyspami Japońskimi. Powierzchnia morza wynosi 5,726 mln km2, objętość 23,522 mln km3, średnia głębokość 4108 m, maksymalna głębokość 10830 m. Poza niewielkim szelfem wokół wysp prawie na całym morzu występują głębokości przekraczające 4000 m. Południkowo rozciągający się Grzbiet Kiusiu-Palau dzieli morze na głębszy zachodni Basen Filipiński i wschodni Zachodniomariański, przechodzący na północy w Basen Sikoku. Na zachodnich krańcach Basenu Filipińskiego znajdują się głębokie rowy: Riukiu (Rów Nansei Shoto) z maksymalną głębokością 7507 m i Filipiński - 11524 m. Grzbiety odgraniczające morze od otwartych wód oceanu tworzą aktywny pas tektoniczny z dużą liczbą czynnych wulkanów. Po jego zewnętrznej stronie znajdują się głębokie rowy oceaniczne. Osady są różnorodne: wzdłuż Wysp Japońskich występują piaski i muły terygeniczne, przy wyspach wulkanicznych szerokie strefy osadów wulkanicznych, na niektórych obszarach spotyka się osady globigerynowe, lecz ogólnie przeważa czerwony ił głębokowodny. Klimat jest gorący i ciepły, pod wpływem kontynentu azjatyckiego: zimą panuje tu zimny i suchy monsun północno-zachodni, z którym związane są nad morzem wiatry północno-wschodnie, latem cyrkulacja powietrza zmienia się na południowo-zachodnią i zachodnią w związku z pojawieniem się Wyżu Ogasawara, przy czym wiatry są słabsze i mniej stałe. Latem i jesienią występują często cyklony tropikalne powstające w rejonie Wysp Marshalla i Karolin. Temperatura powietrza zimą znacznie się zmienia z północy na południe: od 11 do 28°C (w styczniu), latem wynosi na całym obszarze morza do 28°C. Opady są zróżnicowane: od 1600 mm w części wschodniej morza, 2000 mm w zachodniej do 3000 mm przy brzegach Filipin. Temperatura wody

powierzchniowej podlega znacznym wahaniom sezonowym w części północnej (do 10°C), w południowej natomiast wahania te nie przekraczają 11°C. Zimą (luty) temperatura wynosi 28°C i zmniejsza się do 25°C na 20° szer. geogr. pn., a następnie szybko spada do 18 -19°C przy brzegach japońskich. Latem (sierpień) temperatura wody w południowej części osiąga 29°C, a przy brzegach japońskich 28°C. Zasolenie wód powierzchniowych zwiększa się z zachodu na wschód: zimą od 34,5 do 35,0‰, latem w związku z intensywnymi opadami zmniejsza się w północno-zachodniej części do 34‰, a w rejonie Tajwanu jeszcze bardziej, w części południowo-zachodniej nieco podwyższa się do 34‰, a tylko w części wschodniej osiąga 34,5‰. W warstwie podpowierzchniowej wód maksymalne zasolenie ok. 35‰ występuje na głębokości nieco poniżej 100 m, przy temperaturze 2425°C. Niżej znajduje się pośrednia woda o obniżonym zasoleniu i temperaturze 8-12°C na głębokości 500 m i 4,0-4,5°C na głębokości 1000 m. Zasolenie wzrasta wraz z głębokością do 34,70‰ na głębokości 4000 m, zaś w warstwie przydennej obniża się do 34,67‰. Temperatura wody na głębokości 4000 m wynosi 1-2°C. Cyrkulacja wód w morzu stanowi część ogólnej cyrkulacji Oceanu Spokojnego. Prąd Północnorównikowy rozdziela się na wysokości Filipin na południe i północ. To ostatnie odgałęzienie rozwija się i przechodzi w Prąd Kuro Siwo. Odgałęzienie prądu na południe tworzy obszerny antycyklonalny wir wokół wyspy Bonin w północnej części Morza Filipińskiego. Pływy są półdobowe mieszane, w rejonie wysp na wschodnich krańcach morza nie przekraczają 1 m, w części zachodniej 2,0-2,6 m. Pod względem biologicznym morze jest na ogół ubogie i słabo zaopatrywane w sole pokarmowe, z wyjątkiem rejonów w pobliżu ławic, raf, gujotów i grzbietów, a także obszarów występowania wirów cyklonalnych i upwellingu.

6. OCEAN ANTARKTYCZNY Jest to wielki obszar wodny na półkuli południowej otaczający Antarktykę, bez zewnętrznych brzegów stałych, zwany też Oceanem Południowym, Południowym Morzem Lodowatym, Polarnym Morzem Południowym. Granice przyjmuje się różnie, jako pokrywające się z frontami hydrologicznymi: konwergencją antarktyczną, konwergencją podzwrotnikową (propozycja Sverdrupa z 1946 r.), lub 60° szer. geogr. pd. (według Traktatu Antarktycznego), 45° szer. geogr. pd. (według programu ONZ do spraw Wyżywienia i Rolnictwa), względnie podział

obszaru na sektory należące do oceanów: Atlantyckiego, Indyjskiego i Spokojnego. Pod względem hydrologicznym jest to region wybitnie jednorodny, opasujący na tej szerokości całą Ziemię. Śródoceaniczny grzbiet długości ok. 16000 km (ok. 52° szer. geogr, pd.) i grzbiety poprzeczne: Scotta, Kergueleński i Balleny'ego, wyznaczają trzy główne baseny: Afrykańsko-Australijski, Australijsko-Antarktyczny i Bellingshausena. Przy brzegach Antarktydy wydziela się morza przybrzeżne: głównie głęboko wcięte Morze Weddella (patrz podrozdz. 3.18) i Morze Rossa (patrz podrozdz. 5.11) z wielkimi spływającymi lodowcami i barierami lodowymi oraz małe, bardziej otwarte i mniej wcięte w kontynent Antarktydy, zwane morzami części oceanu: Morze Łazariewa (na wschód od 0°), Morze Riiser-Larsena, Morze Mackenzie (Morze Wspólnoty), Morze Davisa, Morze Mawsona (do 110° dł. geogr. wsch.), Morze d'Urville'a (od 135° dł. geogr. wsch.) i większe morza-zatoki: Morze Amundsena (patrz podrozdz. 5.10) i Morze Bellingshausena (patrz podrozdz. 5.10). Nad Antarktydą zalega stacjonarny wyż, między 30-40 szer. geogr. pd. przemieszczają się wokół niże baryczne, tworząc stałą strefę sztormową („ryczące czterdziestki" między 40 i 50° szer. geogr. pd., „wyjące pięćdziesiątki" między 50-60° szer. geogr. pd. i „huczące sześćdziesiątki" powyżej 60° szer. geogr. pd.). Prądy tworzą dwa systemy wokółbiegunowe: Antarktyczny Prąd Okołobiegunowy lub Dryf Wiatrów Wschodnich i Prąd Wiatrów Zachodnich (na północ od 60° szer. geogr. pd.). Prąd powierzchniowy ma charakter nieregularny, występuje w warstwie 100 - 150 m i niesie wody o niskim zasoleniu i temperaturze bliskiej temperaturze zamarzania. Na większych głębokościach występuje prąd przydenny niosący najbardziej gęste wody w otwartym oceanie, o temperaturze 0,5°C i zasoleniu 34,66‰, skierowany na północ (głównie z Morza Weddella). Pod górną warstwą do głębokości 3000 m występują pośrednie ciepłe i stosunkowo słone wody oceaniczne z Oceanu Atlantyckiego, o temperaturze 0,5-2,5°C i zasoleniu 34,70-34,76‰ jako kompensacyjny prąd skierowany na południe. Między kontynentem Antarktydy i linią frontu konwergencji antarktycznej panują skrajnie ostre warunki klimatyczne: w zimie temperatura wody wynosi od - 1,85 do 1,88°C (jest bliska temperatury zamarzania), a zasolenie 34-34,5‰ i na północy od 0°C do + 1-2°C. Latem, przy małej absorpcji ciepła wskutek odbijania 50% promieniowania od lodu i 65-80% od śniegu, ciepło w dużej części jest zużyte na topnienie lodu. W strefach wolnych od lodu następuje niewielkie ogrzanie się wód do głębokości 50-80 m. Wskutek

nieregularnego rozmieszczenia paku lodowego temperatura i zasolenie wody są bardzo zmienne (od - 1,80 do -0,5° i 32–34‰). Pod nagrzaną warstwą górną znajduje się bardzo zimna woda z poprzedniej zimy o temperaturze od - 1,5 do -1,8°C. Pak lodowy stanowi główną przeszkodę w nawigacji, jego zasięg jest zmienny: w zimie wynosi do ok. 2000 km od brzegów, latem lody występują blisko kontynentu. Stołowe góry lodowe pochodzą głównie z Lodowca Szelfowego Filchnera w Morzu Weddella i z Morza Rossa oraz z Lodowca Szelfowego Shackletona (95 -100° dł. geogr. wsch.). Nieco gór pochodzi również z sektora pacyficznego. Fala pływowa przemieszcza się wokół Antarktydy ze wschodu na zachód, pływy są głównie dobowe, lecz są i mieszane, rozpiętość ich jest niewielka, zwykle poniżej 1,5 m, tylko przy Półwyspie Antarktycznym dochodzą do 2,5 m. Zasoby naturalne Antarktyki to: konkrecje żelazistomanganowe, ropa naftowa, gaz ziemny. Występuje tu duża produkcja pierwotna w związku z upwellingiem, obserwuje się wielką zmienność regionalną biomasy w związku z występowaniem lodu w ilości 2,63,2106 km2 latem do 26,106 km2 zimą. W dużej ilości, lecz o zmiennym zagęszczeniu, występuje kryl, a również 60 gatunków ryb pelagicznych i 90 bentosowych, ssaki i ptaki. Sytuację prawną uregulowano w 1959 r. Traktatem Antarktycznym zawartym w Waszyngtonie, określającym Antarktykę jako obszar wprowadzania nowego prawa morza, współpracy naukowej i wykorzystywania jej wyłącznie w celach pokojowych. Polska przystąpiła do Organizacji Państw Układu Antarktycznego i wysyłała liczne wyprawy oceanograficzne i rybackie w rejon Antarktyki. Główne morza Antarktyki - Weddella, Rossa, Amudsena i Bellingshausena-omówiono obszerniej w rozdziałach poświęconych oceanom: Atlantyckiemu i Spokojnemu. W tym rozdziale podaje się krótkie charakterystyki pozostałych tzw. mórz antarktycznych, a w gruncie rzeczy umownie wydzielonych przyantarktycznych obszarów oceanu - płytkich jego zatok leżących przeważnie na szelfie Antarktydy. Te morza-zatoki opisano i wydzielono niedawno, przeważnie w czasie prowadzenia radzieckiej ekspedycji antarktycznej w 1962 r., aczkolwiek niektóre z nich nosiły nazwę mórz już wcześniej, a mianowicie: RiiserLarsena, Mackenzie, Davisa, Mawsona i d'Urville'a.

Ryc. 72. Morza Antarktyczne

1 - Weddella, 2 - Łazariewa, 3 - Riiser-Larsen, 4 - Kosmonautów, 5 Mackenzie (Wspólnoty), 6 - Davisa, 7 - Mawsona, 8 - d'Urville'a, 9 Somowa, 10 - Rossa, 11 - Amundsena, 12 - Bellingshausena

6.1. MORZE ŁAZARIEWA Umownie wydzielony obszar wód przy Antarktydzie między 0° i 14° dł. geogr. wsch., po obu stronach koła podbiegunowego południowego. Powierzchnia morza wynosi 929000 km2. Większa część morza odznacza się głębokościami przekraczającymi 3000 m. Brzegi prawie na całej swej rozciągłości tworzą pionowe obrywy lodowców szelfowych. Przez większą część roku morze pokrywają lody dryfujące, występuje też wiele gór lodowych. Tylko w końcu lata i jesienią morze oczyszcza się na znacznym obszarze, a dryfujące lody pozostają w wąskim stosunkowo pasie przybrzeżnym. Granice morza wydzielono podczas radzieckiej ekspedycji antarktycznej w 1962 r. i nazwano je dla upamiętnienia Michaiła Pietrowicza Łazariewa (1788-1851), dowódcy statku „Mirnyj", który brał udział w wyprawie dookoła świata F. F. Bellingshausena, m.in. wokół Antarktydy w latach 1819-1821.

6.2. MORZE RIISER-LARSENA Umownie wydzielono jego obszar przy Antarktydzie, na pograniczu oceanów: Atlantyckiego i Indyjskiego, między Morzem Łazariewa (14° dł. geogr. wsch.) i Morzem Kosmonautów (Półwysep Riiser-Larsena), po obu stronach południowego koła podbiegunowego. Powierzchnia morza ma 1,138 mln km2. Na większej części morza głębokości przekraczają 3000 m. Prawie przez cały rok morze pokryte jest lodami dryfującymi, występuje też wiele gór lodowych. Pierwsze informacje o tym przyantarktycznym obszarze wodnym uzyskano podczas ekspedycji F. F. Bellingshausena (1819-1820). W latach 1929-1930 i 1930-1931 Norweg Hjalmar Riiser-Larsen (1890-1965) ze statku wielorybniczego

„Norwegia" (zaopatrzonego w hydroplan) przeprowadzał rozpoznanie brzegów Antarktydy, m.in. Wybrzeża Księżniczki Ragnhildy w rejonie tego morza i jego imieniem zostało ono nazwane. Jako samodzielne morze wydzielono je w czasie radzieckiej ekspedycji antarktycznej w 1962 r.

6.3. MORZE KOSMONAUTÓW Umownie wydzielony obszar wód przy wschodniej Antarktydzie między Morzem Riiser-Larsena (Półwysep Riiser-Larsena) i Morzem Mackenzie (Ziemia Enderby), po obu stronach koła podbiegunowego południowego. Powierzchnia morza wynosi 698600 km2 , największa głębokość 4798 m. Prawie przez cały rok jest ono pokryte lodem dryfującym z dużą liczbą gór lodowych. W zachodniej części morza istnieje zatoka Lutzow-Holm z lodowcem w jej zagłębieniu (japońska stacja badawcza „Shówa"), na krańcach wschodnich zatoki: Alasheyev, Casey, Amundsena (radziecka stacja badawcza Mołodieżna). Nazwę morzu nadano w 1962 r. dla uczczenia pierwszych kosmonautów radzieckich.

6.4. MORZE MACKENZIE (MORZE WSPÓLNOTY) Umownie wydzielony obszar wód przy Antarktydzie między Morzem Kosmonautów (Ziemia Enderby) i Morzem Davisa (Zachodni Lodowiec Szelfowy), po obu stronach koła polarnego południowego, z głęboko wciętą Zatoką Olafa Prydza graniczącą z Lodowcem Szelfowym Amery'ego schodzącym z Doliny MRG. Północna granica morza przechodzi od północnego krańca Ziemi Enderby do północnego krańca Zachodniego Lodowca Szelfowego. Powierzchnia morza ma 812000 km2. Znaczna część morza jest płytka (głębokości mniejsze od 500 m), w części północnej głębokości są miejscami większe od 3000 m. Przez większą część roku morze pokrywa całkowicie lód dryfujący. Góry lodowe występują w dużej liczbie, zwłaszcza w części zachodniej. Na brzegu znajdują się dwie australijskie stacje badawcze: „Mawson" i „Davis". Badania morza prowadzono podczas radzieckiej ekspedycji antarktycznej w 1962 r. i wtedy Rosjanie nazwali je Morzem Wspólnoty (Sodrużestwa).

6.5. MORZE DAVISA Umownie wydzielono ten obszar wód przy brzegach Antarktydy (Wybrzeże Prawdy) między morzami: Mackenzie i Mawsona, w postaci otwartej zatoki między lodowcami szelfowymi (87-98° dł. geogr. wsch.).

Powierzchnia morza ma 21000 km2, objętość 11800 km3, średnia głębokość 562 m, maksymalna głębokość 1369 m. Przez cały rok pokrywa je lód. Na brzegu istnieje stacja antarktyczna „Mirny". Nazwę nadano morzu na cześć kapitana australijskiego statku ekspedycyjnego „Aurora" Johna K. Davisa, który w latach 1911-1912 prowadził wyprawę antarktyczną.

6.6. MORZE MAWSONA To umownie wydzielony, przeważnie szelfowy obszar wód przy brzegach wschodniej Antarktydy (między 95 i 113° dł. geogr. wsch.), położony na wschód od Morza Davisa, przylegający do koła podbiegunowego południowego. Powierzchnia morza wynosi 333300 km2. Największe głębokości przekraczają 1000 m. Przez większą część roku morze pokrywa lód pływający z dużą liczbą gór lodowych. W zachodniej części znajduje się Lodowiec Szelfowy Shackletona, we wschodniej zatoka Vincennes. Nad morzem pracują stacje badawcze: polska „Dobrowolski" (Oaza Bungera), australijska i amerykańska „Wilkes". Nazwę nadano morzu dla uczczenia brytyjskiego geologa i badacza Antarktydy Sir Douglasa Mawsona (1882-1958).

6.7. MORZE D'URVILLE'A Umownie wydzielono ten obszar przy brzegach wschodniej Antarktydy (Wybrzeże Adeli) po obu stronach koła podbiegunowego południowego, na zachód od Morza Somowa. Południową część morza tworzy szelf o głębokości mniejszej od 500 m, północną stok kontynentalny (głębokości do 3610 m). Przez większą część roku morze pokrywa lód dryfujący z dużą liczbą gór lodowych. Odkryto je w 1914 r. podczas australijskiej ekspedycji antarktycznej prowadzonej pod kierunkiem D. Mawsona. Nazwę nadano mu dla uczczenia żeglarza francuskiego Julesa Sebastiana Cesare'a Dumont d'Urville'a (1790-1842), który w 1840 r. prowadził ekspedycję na południowych obszarach polarnych na statkach: „Astrolabia" i „Zelee".

6.8. MORZE SOMOWA Jest obszarem wód pacyficznych przy brzegach Antarktydy między morzami Rossa i d'Urville'a po obu stronach koła podbiegunowego południowego. Nazwę nadano mu po dryfie statku „Ob" zimą 1973 r., kiedy uzyskano dane świadczące o odrębności tych wód w stosunku do wód mórz sąsiadujących, dla uczczenia polarnika, oceanografa i

geografa Michaiła Michajłowicza Somowa (1908-1973), kierownika pierwszej radzieckiej ekspedycji antarktycznej, w czasie której założono, bazę i stację polarną „Mirny" (1956 r.).

7. INNE SZCZEGÓLNE OBSZARY WSZECHOCEANU Poza omówionymi częściami wszechocenu i jego morzami są jeszcze pewne szczególne obszary morskie i oceaniczne niemieszczące się w dotychczas przedstawionych podziałach przestrzeni oceanicznej. Są to niektóre umownie wydzielone jako morza przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako wody przybrzeżne oceanu, jak: zatoka Fundy, La Plata, wody przybrzeżne południowo-wschodniej Alaski i Kolumbii Brytyjskiej, a również cieśniny morskie, obszary oceanu o bliżej nie sprecyzowanych granicach, jak Morze Sargassowe lub Morze Irmingera, morza wattów i estuaria. Opisano tu również osobliwy obszar śródziemnych wód kanadyjskiego Archipelagu Arktycznego oraz dwa interesujące ze względów historycznych i ważne również w dobie współczesnej ze względów obronnych i gospodarczych przejścia arktyczne: PółnocnoZachodnie i Północno-Wschodnie. Podano też krótką charakterystykę największego jeziora Ziemi - Morza Kaspijskiego.

7.1. MORZE SARGASSOWE Szczególne i jedyne w swoim rodzaju morze bez brzegów w Oceanie Atlantyckim Północnym zajmuje środkowy obszar asymetrycznego wiru antycyklonalnego jego wód w pobliżu Zwrotnika Raka. Granice morza wyznaczają prądy oceaniczne: Północnorównikowy, Florydzki, Zatokowy, Północnoatlantycki i Kanaryjski, a ściślej 20 i 40° szer. geogr. pn. oraz 30 i 75° dł. geogr. zach. Powierzchnię morza ocenia się na 67mln km2, choć trudno ją ściśle określić, ponieważ następują sezonowe zmiany zasięgu prądów, szczególnie na krańcach wschodnich, a częściowo południowych. Głębokości na znacznym obszarze morza przekraczają 5000 m, a maksymalnie dochodzą do 6995 m. W części północno-wschodniej morza leżą wyspy Azory, na krańcu południowozachodnim - Bahamy, w centrum Basenu Północnoamerykańskiego Bermudy. Wiatry i prądy są na ogół słabe i nieustalone. Temperatura wody wynosi od 18-23°C w zimie do 26-28°C latem. Zasolenie jest wysokie 36,5–37‰. Woda jest niezwykle przezroczysta (do 65 m), barwy intensywnie niebieskiej. Wody powierzchniowe są więc dobrze naświetlone, strefa eufotyczna osiąga 150 m głębokości. Stała termoklina występuje na głębokości 400-500 m, sezonowa (letnia) na

głębokości ok. 100 m. Ciepłe wody tworzą olbrzymią wypukłą soczewkę (w środku podwyższoną w stosunku do średniego poziomu morza o ponad 0,5 m), spoczywającą na chłodniejszych i mniej słonych wodach głębinowych. Wody Morza Sargassowego gromadzą się wskutek działania wiatrów i siły Coriolisa powodującej kierowanie części wód krążących wokół morza do centrum wiru (strefa konwergencji). W ten sposób magazynuje się tu ogromna ilość energii potencjalnej, zdolna do utrzymania w ruchu całego wiru antycyklonalnego przez 1700 dni, przy założeniu, że ustałoby działanie wiatrów podtrzymujących prądy. Stała termoklina blokuje dyfuzję soli pokarmowych z głębi morza, w związku z czym wody Morza Sargassowego należą do wód bardzo ubogich w substancje odżywcze i tworzą jedną z większych na oceanie pustyń wodnych. Niska produkcja planktonu osiąga tu zaledwie 1/3 średniej produktywności oceanu. Zimą występuje pewien wzrost produktywności. Morze pokrywają wielkie skupienia pływających na jego powierzchni i w jego sąsiedztwie wodorośli sargasowych z rodziny wodorostów brunatnych - gronorostów (Sargassaceae), mających krzaczasty, rozgałęziony kształt i wyposażonych w pęcherzyki powietrzne utrzymujące roślinę blisko powierzchni wody. Pochodzenie tych roślin i ich rozwój nie są jeszcze jednoznacznie wyjaśnione. Skupienia wodorośli są niekiedy tak zwarte, że powierzchnia morza przypomina dywan lub zieloną, seledynowożółtą lub pomarańczową łąkę. Wśród roślin kryje się mnóstwo drobnych, prawie przezroczystych, jakby z kryształu, lub upodobnionych do gronorostów zwierząt: drobnych ryb, ślimaków, krewetek, krabów, pająków, różnych larw. Jest to zadziwiający świat mimikry i bezwzględnej rywalizacji. Nazwę morzu nadali Portugalczycy od słowa sarga - jagoda winna, w związku z podobieństwem pęcherzyków gronorostów do winogron, może też pochodzić od hiszpańskiego sargazo - trawa morska. Powstało wiele legend o Morzu Sargassowym, a zwłaszcza o nieprzebytej gęstwinie wodorostów, budzących wielkie, lecz nieuzasadnione obawy dawnych żeglarzy przed uwięzieniem statków. Jeszcze w 1952 r. odważny lekarz francuski Alain Bombard, przekraczając na tratwie bez zapasów żywności i wody Ocean Atlantycki, starał się ominąć „tę niebezpieczną pułapkę". W rzeczywistości statki żaglowe więzły tu na skutek ciszy na długie dni i tygodnie. Inną osobliwością Morza Sargassowego jest to, że odbywa się w nim tarło i rozwój we wczesnym stadium węgorza europejskiego i amerykańskiego (ikra, larwy i młode węgorzyki).

Ryc. 73. Obszar Morza Sargassowego

7.2. MORZE IRMINGERA Jest to bliżej nie zdefiniowana część Oceanu Atlantyckiego Północnego na wschód od Grenlandii, obszar ścierania się ciepłych wód atlantyckich (Prąd Irmingera) z wodami polarnymi. Na południowym zachodzie sąsiaduje z Morzem (Basenem) Labradorskim, na północnym wschodzie graniczy z Morzem Grenlandzkim przez Cieśninę Duńską. Nie traktowane przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako jako odrębne morze, lecz wydzielenie to jest użyteczne z punktu widzenia oceanografii fizycznej i chemicznej. Ciepły Prąd Irmingera występujący w tym morzu jest zachodnim odgałęzieniem Prądu Północnoatlantyckiego i biegnie na południe od Islandii w kierunku Morza Labradorskiego. Prąd ten jest od południa ograniczony mało wyraźną krętą linią konwergencji rozciągającą się od południowo-zachodnich krańców Islandii do północno-wschodnich krańców Nowej Fundlandii. Wyrazista linia konwergencji oddziela Prąd Irmingera na północy od Prądu Wschodniogrenlandzkiego. Prędkość prądu wynosi ok. 1 km/godz., temperatura wody latem 10-12°C, zimą 5-7°C, zasolenie 351‰. Morze Irmingera pokrywa się z obszarem wpływów Prądu Irmingera. Nazwę morzu nadano dla uczczenia Duńczyka K. Irmingera, który zidentyfikował ten prąd w 1853 r.

7.3. WODY KANADYJSKIEGO ARCHIPELAGU ARKTYCZNEGO Kanadyjski Archipelag Arktyczny rozciąga się między Morzem Arktycznym a północnym wybrzeżem kanadyjskim, z zachodu sąsiaduje z Morzem Beauforta, ze wschodu z Morzem Baffina i Cieśniną Davisa, a od południa z Zatoką Hudsona. Powierzchnia kilkudziesięciu wysp wynosi 1372600 km 2; największe z nich to: Ziemia Baffina oraz wyspy: Ellesmere'a, Wiktorii, Banksa, Devon, Melville'a, Axela Heiberga, Southampton, Ks. Walii, Somerset i wiele innych (34 większe wyspy, przy czym powierzchnia każdej z nich ma ponad 1000 km2). W rzeźbie dna przeważają pagórkowate równiny i płaskowyże, na wschodzie występują masywy górskie osiągające do 2926 m. Północna część archipelagu jest pustynią arktyczną, południową porasta tundra. Wyspy tworzą złożony system cieśnin z mniejszymi archipelagami, jak: Wyspy Sverdrupa, Wyspy Parry'ego i in. Cieśniny łączą Morze Arktyczne z Oceanem Atlantyckim szesnastoma przejściami szerokości 10 - 120 km, w których głębokości osiągają od kilku do ponad 700 m, z rzeźbą dna ukształtowaną przez czwartorzędowe lodowce. W północnej części Morza Baffina są trzy przejścia, z których dwa: Cieśnina Naresa (głębokość progowa 250 m) i cieśnina Lancaster (głębokość progowa 130 m) odgrywają zasadniczą rolę w wymianie wody, podczas gdy trzecia - Cieśnina Jonesa ma mniejsze znaczenie. Główne połączenie mórz: Baffina i Beauforta tworzy ciąg cieśnin: Lancaster, Barrowa, Viscount, Melville'a i McClure'a, zwany Kanałem Parry'ego o powierzchni 172000 km2, objętości 47900 km3, średniej głębokości 278 m, głębokości na trasie żeglugowej 22-1052 m, długości 1355 km, średniej szerokości 127 km (53-270 km). Ogólna powierzchnia cieśnin kanadyjskich wynosi 1091000 km2, a ich objętość 183000 km3. Powierzchnia lodowców zalegających na obszarze archipelagu szacowana jest na 154000 km2. Na północy występują lodowce szelfowe. Lodowce Ziemi Baffina, Wyspy Ellesmere'a i Devonu dają rocznie do 1500 gór lodowych. Lody pokrywają cieśniny przez 9-10 miesięcy w roku. Warunki żeglugi są bardzo ciężkie; uprawia się ją za pomocą lodołamaczy w zasadzie tylko latem. Przez Archipelag Arktyczny prowadzi kilka tras żeglugowych łączących wody atlantyckie z pacyficznymi. Na wodach archipelagu uprawia się w pewnym stopniu rybołówstwo i myślistwo. Istnieją zasoby rud żelaza (w północnej części Morza Baffina) oraz ropa naftowa i gaz ziemny (wyspy: Melville'a, Bathursta i Cornwallisa). W południowej części Wyspy Bathursta istnieje biegun magnetyczny Ziemi (w 1965 r.).

Główne punkty zasiedlenia to Zatoka Frobishera na Ziemi Baffina, Zatoka Cambridge na Wyspie Wiktorii i Resolute na Wyspie Bathursta.

Ryc. 74. Cyrkulacja wód w cieśninach i morzach kanadyjskiego Archipelagu Arktycznego

7.3.1. PRZEJŚCIE PÓŁNOCNO-ZACHODNIE Jest to droga żeglugowa przez Archipelag Arktyczny prowadząca obecnie z Quebec przez Zatokę Św. Wawrzyńca, Morze Labradorskie, Cieśninę Davisa, Morze Baffina i ciąg cieśnin: Lancaster, Barrowa, Viscount, Melville'a, Księcia Walii do Zatoki Amundsena i na Morze Beauforta, a dalej przez Cieśninę Beringa na Ocean Spokojny. Droga ta jest dostępna tylko latem z pomocą lodołamaczy, lecz z wielkimi utrudnieniami. Długość drogi między oceanami: Atlantyckim i Spokojnym

wynosi ok. 5780 km. Odkrycie tej drogi poprzedzały ogromne wysiłki i pochłonęło ono wiele ofiar przez cztery stulecia daremnych prób. Początkowo próbowano przeprawić się tędy do Chin i Indii (wyprawy Martina Frobishera w 1576 r., Henry Hudsona w latach 1610-1611). W roku 1616 Wiliam Baffin rozpoznał wschodni odcinek przejścia, w 1778 r. James Cook poszukiwał bez powodzenia przejścia od zachodu. Po ogłoszeniu przez Johna Barrowa - sekretarza Admiralicji Brytyjskiej - że zdobywca uzyska nagrodę 20000 funtów szterlingów zainicjowano wiele, często nieszczęśliwych, wypraw w XIX w., które jednak nie osiągnęły wyznaczonego celu. Dopiero w latach 1903-1906 Norweg Roald Amundsen sforsował przejście ze wschodu na zachód na małym statku „Gjóa" (47 t), skręcając od Cieśniny Barrowa w kierunku kontynentu i podążając dalej na zachód w pobliżu brzegów do Morza Beauforta. Tak pokonano ostatnią bramę morską łączącą oceany: Atlantycki i Spokojny. Tworzą ją cztery drogi żeglugowe: 1) od cieśniny Lancaster przez Cieśninę Księcia Regenta, Bellot, Franklina, Rossa, Rae, a następnie przez zatoki i cieśniny wzdłuż kontynentu do Morza Beauforta i Cieśniny Beringa (jest to trasa kanadyjskiego szkunera policyjnego „St. Roch", na którym pokonał to przejście z zachodu na wschód Henry Larsen w latach 1940 - 1942), 2) od cieśniny Lancaster przez Cieśninę Barrowa i Peel do wejścia do Cieśniny Franklina, a dalej trasa biegnie na południe i wzdłuż brzegów kontynentu na zachód do Cieśniny Beringa (jest to szlak Amundsena), 3) od cieśniny Lancaster przez cieśniny: Barrowa i Melville'a (Kanał Parry'ego) do Księcia Walii i dalej przez Zatokę Amundsena do Cieśniny Beringa (trasa statku „St. Roch" ze wschodu na zachód w 1944 r.), 4) od cieśniny Lancaster przez Kanał Parry'ego do zachodniego wylotu Cieśniny McClure'a, a następnie wzdłuż wschodniego wybrzeża Wyspy Banksa przez Zatokę Amundsena do Cieśniny Beringa (trasa lodołamacza „Northwind", bardzo trudna na skutek dużego nagromadzania się paku lodowego w Cieśninie McClure'a). Warunki żeglugowe w Przejściu Północno-Zachodnim są bardzo ciężkie z powodu dużego zlodzenia, stałego zachmurzenia, mgieł, silnych mrozów, płytkich wód przybrzeżnych, krętej linii brzegowej i braku oznakowania nawigacyjnego, dużych zakłóceń magnetycznych. Urządzanie nawigacyjne szlaku żeglugowego rozpoczęto dopiero w okresie „zimnej wojny" w celach wojskowo-obronnych. W latach pięćdziesiątych bieżącego wieku dokonano hydrograficznego rozpoznania przejścia za pomocą lodołamaczy amerykańskich i kanadyjskich. W roku 1969 przekształcony w największy lodołamacz świata zbiornikowiec USS „Manhattan" (115 000 t) w asyście

lodołamacza „John MacDonald" (9000 t) przepłynęły przejście w kierunku zachodnim do wybrzeża Alaski w celu pobrania i przewiezienia z powrotem ropy naftowej. Próbę tę ponowiono w 1970 r. i stwierdzono, że żegluga przez cały rok nie jest możliwa na tej trasie nawet za pomocą potężnych lodołamaczy. W tym czasie wydano rządowy zakaz używania zbiornikowców na obszarze kanadyjskich wód arktycznych. Żegluga latem w celach zaopatrzeniowych odbywa się nadal w wielkich arktycznych konwojach, które formuje się pod koniec czerwca w Zatoce Św. Wawrzyńca i następnie za pomocą lodołamaczy prowadzi przez góry lodowe i labradorską mgłę do Cieśniny Hudsona. Wchodzi do niej część konwoju, zaś najsilniejsze lodołamacze i frachtowce podążają na północny zachód do cieśniny Lancaster i wkraczają na główny szlak żeglugi arktycznej. Do śledzenia drogi wśród lodów służą śmigłowce. W instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako przez Przejście Północno-Zachodnie rozumie się cały obszar Archipelagu Arktycznego między Grenlandią a północnym wybrzeżem Kanady, z wyłączeniem Zatoki Hudsona i Cieśniny Hudsona traktowanych jako osobne morza.

7.4. WODY PRZYBRZEŻNE POŁUDNIOWO-WSCHODNIEJ ALASKI I KOLUMBII BRYTYJSKIEJ Są to wody oblewające archipelagi przy zachodnich brzegach Kanady, między przylądkiem Flattery a przylądkiem Spencer. Składają się z wielu zatok i cieśnin, jak: Juan de Fuca, Georgia, Cieśnina Królowej Charlotty, Zatoka Królowej Charlotty, Milbanke, Hecate, Dixon Entrance, Summer, Chatham, Cross i in. Większe porty to: Seattle, Victoria, Vancouver, Prince Rupert, Sitka. W instrukcji Międzynarodowego Biura Hydrograficznego w Monako wody te traktuje się jako odrębne morze (patrz ryc. 7).

7.5. ZATOKA FUNDY Jest zatoką atlantycką (estuarium) u wybrzeży Ameryki Północnej, wewnętrzną częścią zatoki Maine, położoną między prowincją Nowy Brunszwik a półwyspem Nowa Szkocja, uznaną przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębny obszar morski. Długość zatoki wynosi 280 km, szerokość 90 km, głębokość u wejścia 208 m, średnia głębokość 75 m. W części północnej rozdziela się na dwa „ramiona": Chignecto Bay i Minas Basin. Na skalistym dnie spoczywa nieciągła warstwa żwiru i formowane przez pływy piaski oraz w

miejscach osłoniętych i w pobliżu ujść rzecznych muły. W głębi zacisznych zatok i przy estuariach rozwinęły się marsze pływowe i pływowe niziny z mułów i glin, przypominające holenderskie watty (Waddenzee). Zatoka Fundy znana jest z największych na świecie pływów do 18 m (skrajnie ponad 20 m), rejestrowanych w odgałęzieniu Minas Basin. Te anomalne pływy występują wskutek koncentracji energii fali pływowej, wkraczającej do zwężającej swój przekrój zatoki oraz wskutek wytwarzania się w zatoce znacznej fali stojącej, generowanej przez wchodzącą z oceanu falę pływową wysokości do 5 m. Okres wahań własnych zatoki jest zbliżony do składnika pływu półdobowego i zachodzi silne wzmocnienie rezonansowe fali pływowej. Wchodząca fala jest odchylana ku brzegowi zatoki (zgodnie z efektem Coriolisa), a doprowadzający gromadzone tu wody prąd skierowany jest ku brzegowi północnemu, co daje cyklonalne krążenie prądów pływowych. Osiągają one prędkości 1 m/s przy wejściu do zatoki, a do 2 m/s w jej zaklęśnięciach, czasem do 5-6 m/s w wąskich przejściach. Prądy pływowe są dominującym czynnikiem kształtującym sedymentację. Glówny port to Saint John.

7.6. LA PLATA Jest to zaloka atlantycka u wybrzeży Ameryki Południowej (między Urugwajem a Argentyną), odcięta granicą umowną łączącą przylądek Punta del Este w Urugwaju z przylądkiem San Antonio w Argentynie, uznana przez Międzynarodowe Biuro Hydrograficzne w Monako za odrębny obszar morski. Jest dużym estuarium rzek: Parany i Urugwaju. Długość zatoki wynosi 320 km, szerokość do 220 km, głębokość 10-20 m. Pływy są półdobowe nieregularne do 1 m. Wielkie miasta i porty to: Buenos Aires w Argentynie i Montevideo w Urugwaju.

7.7. MORZA WATTÓW Watty tworzą obszar przejściowy między lądem a morzem na wybrzeżu podlegającym rytmowi pływów. Jest to nizinny, płaski, szeroki pas wybrzeża, który w cyklu pływowym jest okresowo zalewany przy przypływie, zaś osusza się przy odpływie. Watt jest formą akumulacyjną tworzącą się przez nagromadzenie drobnych osadów piaszczystych lub mulistych wskutek różnicy prędkości i czasu trwania przypływu i odpływu. Rozrasta się wszerz i wzwyż do momentu przekształcenia się w powierzchnię zalewaną tylko przez największe przypływy syzygijne. Watty występują u wybrzeży różnych mórz pływowych, np. w Zatoce

Meksykańskiej, Morzu Beringa, Morzu Ochockim, Morzu Barentsa, Morzu Białym, Morzu Północnym i in. Omówimy je na przykładzie Morza Północnego, gdzie tworzą odrębny i charakterystyczny krajobraz pływowy i nazywane są Morzem Wattów (Wattenmeer). Watty Morza Północnego ciągną się zwartą, płaską strefą od wybrzeży Holandii (Den Helder) przez wybrzeże niemieckie do Esbjerg w Danii na obszarze 6600 km2. Ich zasięg w kierunku morza od nie zalewanego przez wodę lądu wynosi kilkanaście, a miejscami i więcej kilometrów. Watty są szczególnym środowiskiem życia, bardzo zmiennym, wymagającym od zamieszkujących je zwierząt dużych zdolności przystosowawczych. Świat wattów zmienia zupełnie swoje oblicze dwa razy dziennie: przy przypływie wody morskie szybko zalewają płycizny przybrzeżne wychodząc jakby z dna. przy odpływie nasila się prąd w warstwie powierzchniowej, wody ustępują i odsłania się misterny system rynien i ich odgałęzień, podobny do systemu dolin rzecznych albo unerwienia liścia. Przez te rynny i rynienki odbywa się ruch wody do morza i z powrotem. Dno jest miękkie, muliste lub piaszczyste. Jest ono nieustannie przekopywane przez robaki, muszle, kraby i in. zwierzęta, które w nim się chronią, zwłaszcza przy odpływie. Zwierzęta te muszą znosić nie tylko okresowy brak wody, ale poddawane są też bardzo zmiennym warunkom zasolenia wód (16-34‰), temperatury wody (118°C), silnemu falowaniu i prądom. Watty są miejscem rozrodu, żerowania i rozwoju wielu zwierząt morskich. Jest to jednocześnie obszar zagrożony przez intensywną działalność człowieka w strefie brzegowej Morza Północnego (wielkie skupiska miejskie, porty, żegluga, przemysł). W celu ochrony warunków naturalnych tworzy się morskie parki narodowe i wprowadza duże ograniczenia w eksploatacji rejonów przymorskich. Do wattów przylegają od strony lądu marsze, odpowiednik naszych Żuław. Są to nisko położone bardzo żyzne gleby aluwialne budowane z materiałów przynoszonych przez morze i rzeki. Zalewane są tylko w czasie największych przypływów morza, tworzą łąki i bagna pokryte roślinnością słonolubną (halofity). Są zarazem strefą buforową osłaniającą licznie zasiedlone wybrzeża przed wielkimi sztormami. Stanowią ostatnie stadium wyrównywania brzegów morskich.

7.8. ESTUARIA Estuarium jako pojęcie oceanograficzne to półzamknięta przybrzeżna część wód mających swobodne połączenie z otwartym

morzem i zawierająca mierzalne ilości soli morskiej. Woda morska jest rozcieńczona przez wodę słodką pochodzącą ze spływu lądowego. Estuaria odznaczają się zazwyczaj dwuwarstwową strukturą wód, z czym wiąże się specyficzna cyrkulacja wód. Jej głównym czynnikiem jest energia dopływających wód słodkich i odprowadzanie tych wód w kierunku morza, co łączy się z jednoczesnym podpływaniem wód pochodzenia morskiego (w przypadku estuariów z dodatnim bilansem wodnym) i z mieszaniem się tych wód w pionie. Do estuariów zaliczamy, oprócz ujść rzecznych, także zatoki morskie, fiordy, zalewy, laguny i in. rodzaje zbiorników przybrzeżnych kontaktujących się z morzem. Rozróżniamy estuaria: l) pozytywne, kiedy wody lądowe występujące w nadmiarze rozcieńczają wody morskie, 2) inwersyjne, kiedy wypełnione są mieszaniną miejscowych wód bardzo słonych i wód morskich o niższym zasoleniu, 3) neutralne, gdy dopływ wód słodkich jest równoważony przez parowanie. Według innej klasyfikacji rozróżnia się następujące estuaria: 1) równiny przybrzeżnej utworzone przez zatopienie starych dolin rzecznych, 2) fiordy ukształtowane przez lodowce i głęboko wcięte w linię brzegową z progiem przy ujściu, 3) barierowe, powstałe wskutek rozwoju baru przybrzeżnego na wybrzeżu płaskim, połączone z morzem wąskim kanałem lub cieśniną, z dopływem rzecznym, 4) typu tektonicznego. Jeszcze inny podział przedstawia estuaria: l) mórz bez pływów, gdzie czynnikiem wywołującym cyrkulację wód w pionowym przekroju podłużnym jest dopływ wód słodkich, 2) mórz z pływami z połączeniem wąską cieśniną, gdzie pływy są silnie tłumione, a główną rolę modyfikującą cyrkulację wód odgrywa wiatr, 3) mórz z dużymi pływami, gdzie głównym czynnikiem cyrkulacji wód są prądy pływowe. Estuaria wraz z połączonymi z nimi marszami (patrz podrozdz. 7.7) są formami bardzo często występującymi na wybrzeżach morskich. Szacuje się np., że 80-90% wybrzeży atlantyckich Stanów Zjednoczonych i brzegów Zatoki Meksykańskiej stanowią takie obszary, a 10-20% wybrzeża pacyficznego to również estuaria i laguny. Podobnie w innych rejonach świata wody estuariowe odgrywają doniosłą rolę w życiu i działalności człowieka. Nad tymi wodami skupia się gospodarka morska, istnieją wielkie miasta i porty handlowe, są to obszary intensywnego rybołówstwa. Estuaria występują bardzo licznie również w obrębie Morza Bałtyckiego. Są to jeziora przybrzeżne Estonii i Łotwy, zalewy Litwy, zalewy i jeziora przybrzeżne Polski i podobne zbiorniki wodne na wybrzeżach niemieckich, zwane „boddenami". W sumie takich estuariów można naliczyć przy południowych i wschodnich brzegach

prawie 40, z tego kilkanaście przypada na wybrzeże polskie. Są to: Zalew Wiślany, wraz z jeziorem Druzno, Martwa Wisła, Zalew Pucki (poza podwodną mierzeją zwaną Rybitwią Mielizną), jeziora: Sarbsko, Łebsko, Gardno, Modła, Wicko, Kopań, Bukowno, Jamno, Resko Przymorskie, Liwia Łuża, Zalew Szczeciński (z Jeziorem Wrzosowskim, Zalewem Kamieńskim i jeziorem Koprowo oraz jeziorem Dąbie). Wszystkie one spełniają warunki określone w definicji estuarium: mają stałe połączenia z morzem umożliwiające wymianę wód (z wyjątkiem jeziora Jamno, gdzie to połączenie może być na krótko przerywane przez zapiaszczanie przetoki łączącej jezioro z morzem); wykazują stałą lub okresową obecność soli morskiej w wodach, są zasilane od lądu przez wody słodkie (Estuaries 1967, Majewski 1972). Do obszarów estuariowych można też zaliczać większe zatoki, jak Zatoka Gdańska lub Zatoka Pomorska, chociaż nie są one w pełni odizolowane od przyległego obszaru morza. Zatokę Gdańską wprawdzie częściowo oddziela od otwartego morza Półwysep Helski, natomiast Zatokę Pomorską podwodna mielizna ciągnąca się od Kołobrzegu po Ławicę Odrzaną.

7.9. WAŻNIEJSZE CIEŚNINY MORSKIE

7.9.1. CIEŚNINY ATLANTYCKIE Sund (duń. Oresund) jest jedną z cieśnin łączących Morze Bałtyckie z Morzem Północnym między Półwyspem Skandynawskim a duńską wyspą Zelandią. Długość cieśniny wynosi 102 km, średnia szerokość 22 km (3,4-49 km), średnia głębokość 13 m (na szlaku żeglugowym 8-50 m), powierzchnia 2300 km2, objętość 30 km3. Na brzegu zachodnim leży miasto i port Kopenhaga, na brzegu szwedzkim Malmó. Istnieje powiązanie wzajemne obu brzegów licznymi promami. Nazwa Sund jest pochodzenia nordyckiego i oznacza cieśninę morską lub zatokę (Staszewski 1959). Wielki Bełt (duń. Store Beelt) to główne połączenie morza: Bałtyckiego i Północnego przez Kattegat, między wyspami duńskimi Zelandią i Fionią. Długość cieśniny wynosi 115 km, średnia szerokość 36 km (11-78 km), średnia głębokość 12 m (na trasie żeglugowej 11,3-71 m), powierzchnia 4100 km2, objętość 50 km3. Podczas ostrych zim cieśnina zamarza. Istnieje połączenie promowe między Korsor na Zelandii a Nyborgiem na Fionii. Nazwa Belt jest związana ze

średniowieczną nazwą Morza Bałtyckiego - Beltemere (Staszewski 1959). Mały Bełt (duń. Lille Baelt) to trzecie, podrzędniejsze połączenie Morza Bałtyckiego z Kattegatem i Morzem Północnym cieśninami duńskimi między półwyspem Jutlandzkim a wyspą Fionią. Długość cieśniny wynosi 125 km, średnia szerokość 23 km (0,5 - 41 km), średnia głębokość 14 m (na trasie żeglugowej 11,9 - 81 m), powierzchnia 2900 km2, objętość 40 km3. Podczas ostrych zim cieśnina zamarza. Przez północny jej kraniec prowadzi przerzucona mostem linia kolejowa Hamburg-Kopenhaga--Sztokholm. Kattegat to cieśnina między Półwyspem Jutlandzkim a Półwyspem Skandynawskim łącząca morza: Bałtyckie i Północne przez Skagerrak. Długość cieśniny wynosi 270 km, średnia szerokość 136 km (60-160 km), średnia głębokość 33 m (głębokość na trasie żeglugowej 17-124 m), powierzchnia 26900 km2, objętość 900 km3. Pośrodku cieśniny leżą dwie wyspy: Laeso i Anholt. Cieśnina jest obszarem mieszania się atlantyckich wód słonych przychodzących z rynny norweskiej i wód pochodzenia bałtyckiego. Zimą cieśnina zamarza przy brzegach. Główny port to Góteborg po stronie szwedzkiej. Nazwa Kattegat (stosunkowo nowa) wystąpiła na holenderskich mapach nautycznych na początku XVIII w. (Staszewski 1959). Skagerrak to cieśnina między półwyspami: Jutlandzkim i Skandynawskim łącząca morza: Północne z Bałtyckim przez Kattegat i cieśniny duńskie. Jej długość osiąga 225 km, średnia szerokość 120 km (60-155 km), średnia głębokość 310 m (na trasie żeglugowej 53-725 m), powierzchnia 31900 km2 , objętość 9900 km3. Północną część cieśniny zajmuje głęboka Rynna Norweska (maksymalnie 809 m), przez którą wkraczają do Kattegatu i w obszar bałtycki słone wody pochodzenia atlantyckiego. Główny port to Oslo (Norwegia). Nazwa cieśniny jest pochodzenia staronordyckiego od: skagi - cypel, przylądek i rakjan sterczeć (Staszewski 1959). Cieśnina Kaletańska (fr. Pas de Calais, ang. Strait of Dover) to cieśnina między wybrzeżami Francji i Wielkiej Brytanii u wschodniego wylotu Kanału La Manche na Morze Północne. Jej długość wynosi 27 km, średnia szerokość 43 km (32-51 km), średnia głębokość 31 m (na trasie żeglugowej 21-64 m), powierzchnia 1600 km2, objętość 50 km3 . Z portów należy wymienić: Dover po stronie brytyjskiej, Calais i Dunkierkę po stronie francuskiej. Istnieją połączenia promowe obu brzegów. W budowie jest tunel podmorski. Jest to bardzo ważna droga morska o znaczeniu międzynarodowym.

Kanał Św. Jerzego - południowy kanał - to cieśnina między Irlandią a Anglią łącząca Morze Irlandzkie z Oceanem Atlantyckim. Długość cieśniny wynosi 154 km, najmniejsza szerokość 74 km, głębokości na trasie żeglugowej 82-113 m. Kanał Północny to cieśnina między Irlandią Północną a Szkocją łącząca Morze Irlandzkie z Oceanem Atlantyckim. Długość cieśniny wynosi 170 km, szerokość 20-40 km, głębokość do 272 m. Na północnym wschodzie występuje głęboko wcięta w ląd zatoka Firth of Clyde i odgałęziająca się cieśnina Jura. Główny port to Belfast w Irlandii Północnej. Cieśnina Hinlopen (Hinlopenstraede) to cieśnina spitsbergeńska między Ziemią Północno-Wschodnią a Spitsbergenem łącząca morza: Arktyczne i Barentsa (poprzez Cieśninę Olgi). Długość cieśniny wynosi 172 km, średnia szerokość 48 km (9,5-94 km), średnia głębokość 36 km (na szlaku żeglugowym 10-450 m), powierzchnia 8300 km2, objętość 300 km3. Karskie Wrota to cieśnina w Morzu Arktycznym między Nową Ziemią i wyspą Wajgacz przy półwyspie Paj-Choj na przedłużeniu Uralu, łącząca morza: Barentsa i Karskie. Jej długość wynosi 33 km, średnia szerokość 61 km (45-75 km), średnia głębokość 25 m (na trasie żeglugowej 52-122 m), powierzchnia 2000 km2, objętość 50 km3 . Przez większą część roku pokrywa ją lód. Cieśnina Jugorski Szar to cieśnina w Morzu Arktycznym między lądem Eurazji i wyspą Wajgacz, łącząca morza: Barentsa i Karskie, obok głównego połączenia przez Karskie Wrota. Jej długość wynosi 40 km, średnia szerokość 8 km (2,8-16 km), średnia głębokość 17 m (na trasie żeglugowej 13-40 m), powierzchnia 300 km2, objętość 5 km3. Zimą zamarza. Jej nazwa pochodzi od kraju Jugra, znanego z latopisów (Staszewski 1959). Cieśnina Matoczkin Szar to cieśnina w Morzu Arktycznym między Wyspą Południową i Północną Nowej Ziemi, łącząca morza: Barentsa i Karskie. Jej długość osiąga 98 km, średnia szerokość 4 km (0,6-10 km), średnia głębokość 10 m (na szlaku żeglugowym 12-170 m), powierzchnia 400 km2, objętość 4 km3. Przez większą część roku pokrywa ją lód. Nazwa cieśniny pochodzi od rzekomego rosyjskiego odkrywcy Matwieja, zdrobniale Matiusza, natomiast szar oznacza na arktycznym brzegu europejskim cieśninę (Staszewski 1959). Cieśnina Wilkickiego to cieśnina Morza Arktycznego między archipelagiem Ziemi Północnej i półwyspem Tajmyr kontynentu Azji, łącząca morza: Karskie i Łaptiewów. Jej długość wynosi 104 km, średnia

szerokość 84 km (55-88 km), średnia głębokość 115 m (na trasie żeglugowej 32-203 m), powierzchnia 8700 km2, objętość 1000 km3. Przez większą część roku pokrywa ją lód pływający. Nazwę nadał jej na cześć badacza Arktyki Andrejewicza I. Wilkickiego (1858 - 1913) jego syn Borys A. Wilkicki (1885-1961), kierownik rosyjskiej ekspedycji hydrograficznej w 1914 r., kiedy odkryto tę cieśninę. Cieśnina Szokalskiego to cieśnina w Morzu Arktycznym między wyspami: Bolszewik i Wielkiej Rewolucji Październikowej archipelagu Ziemi Północnej, łącząca morza: Karskie i Łaptiewów. Jej długość wynosi 106 km, średnia szerokość 50 km (19-56 km), średnia głębokość 6 m (na szlaku żeglugowym 55-265 m), powierzchnia 5300 km2, objętość 30 km3. Przez większą część roku pokrywa ją lód. Nazwana imieniem oceanografa rosyjskiego Jurija Szokalskiego (1856-1940). Cieśnina Dymitra Łaptiewa to cieśnina w Morzu Arktycznym między Wyspami Lachowskimi a lądem Azji, łącząca morza: Wschodniosyberyjskie i Łaptiewów. Jej długość wynosi 115 km, szerokość 59 km (50-61 km), średnia głębokość 12 m (na trasie żeglugowej 11-16 m), powierzchnia 6800 km2, objętość 80 km3 . Przez większą część roku pokrywa ją lód. Nazwę cieśninie nadano dla uczczenia badacza Arktyki Dymitra J. Łaptiewa (XVIII w.), który odkrył ją w 1740 r. Cieśnina Sannikowa to cieśnina w Morzu Arktycznym między Wyspą Kotielną (wyspy Anjou) a Wyspami Lachowskimi, łącząca morza: Wschodniosyberyjskie i Łaptiewów. Jej długość wynosi 238 km, średnia szerokość 148 km (55-250 km), średnia głębokość 6 m (na trasie żeglugowej 14-24 m), powierzchnia 35 200 km2, objętość 200 km3. Przez cały rok pokrywa ją lód. Nazwana na cześć jednego z badaczy Wysp Nowosyberyjskich J. Sannikowa. Cieśnina De Longa to cieśnina w Morzu Arktycznym między Wyspą Wrangla i brzegami Azji, łącząca morza: Czukockie i Wschodniosyberyjskie. Jej długość wynosi 128 km, średnia szerokość 191 km (146-257 km), średnia głębokość 25 m (na trasie żeglugowej 3650m), powierzchnia 24400 km2, objętość 600 km3. Przez większą część roku pokrywa ją lód. Nazwana na cześć amerykańskiego łowcy wielorybów kapitana T. de Longa. Kanał Parry'ego (system cieśnin: Lancaster-Barrowa-Melville'aMcClure'a) kanadyjskiego Archipelagu Arktycznego, łączący morza: Baffina i Beauforta. Jego długość wynosi 1355 km, średnia szerokość 127 km (53-270 km), średnia głębokość 278 m (na szlaku żeglugowym 22-1052 m), powierzchnia 172000 km2, objętość 47900 km3. Prawie

przez cały rok pokrywa go lód. Nazwany dla uczczenia Sir Williama Edwarda Parry'ego (1790-1855), angielskiego żeglarza i badacza Arktyki. Cieśnina Hudsona to cieśnina między Ziemią Baffina i półwyspem Labrador, łącząca Zatokę Hudsona i Basen Foxe'a z Basenem Labradorskim Oceanu Atlantyckiego Północnego. Jej długość wynosi 806 km, szerokość 115-407 km, głębokość na szlaku żeglugowym 141988 m. Przez ok. 8 miesięcy w roku pokrywają ją lody dryfujące. Nazwę cieśninie nadano dla uczczenia Henry Hudsona (1550?-1611), angielskiego żeglarza i badacza Arktyki. Cieśnina Cabota to cieśnina między Nową Fundlandią a wyspą Cape Breton (przy Nowej Szkocji), łącząca Zatokę Św. Wawrzyńca z Oceanem Atlantyckim. Jej długość wynosi 195 km, średnia szerokość 253 km (107-375 km), średnia głębokość 158 m (na trasie żeglugowej 101-477 m), powierzchnia 49300 km2, objętość 7800 km3. Od grudnia do kwietnia pokrywa ją dryfujący lód. Nazwana dla uczczenia jej odkrywcy, włoskiego żeglarza Giovanniego Cabota (1450?-1498) podczas wyprawy w 1497 r. Cieśnina Florydzka to cieśnina między półwyspem Floryda a Kubą i archipelagiem Bahama, łącząca Zatokę Meksykańską z Morzem Sargassowym. Jej długość osiąga 651 km, średnia szerokość 118 km (80-180 km), średnia głębokość 629 m (na szlaku żeglugowym 1502085m), powierzchnia 77000 km2, objętość 48400 km3. Wzdłuż wybrzeży północnych cieśniny trasa komunikacyjna łączy archipelag wysp Florida Keys z półwyspem Floryda. Liczne są rafy koralowe. Przez cieśninę płynie silny ciepły Prąd Florydzki, który po połączeniu z Prądem Antylskim tworzy Prąd Zatokowy. Główne porty to: Miami i Key West po stronie amerykańskiej i Hawana na Kubie. Cieśnina Jukatańska to cieśnina między półwyspem Jukatan (Ameryka Środkowa) a Kubą, łącząca Zatokę Meksykańską z Morzem Karaibskim. Jej długość wynosi 55 km, średnia szerokość 209 km (200 264 km), średnia głębokość 939 m (na szlaku żeglugowym 12693108m), powierzchnia 11500 km2, objętość 10800 km3. Przez cieśninę przez cały rok następuje silny przepływ wód z Morza Karaibskiego do Zatoki Meksykańskiej przyczyniający się do tworzenia Prądu Zatokowego. Cieśnina Magellana to cieśnina między lądem Ameryki Południowej a archipelagiem Ziemi Ognistej, łącząca oceany: Atlantycki i Spokojny. Jej długość wynosi 575 km, średnia szerokość 46 km (2,2 110 km), średnia głębokość 124 m (na trasie żeglugi 19,8-1180 m),

powierzchnia 26500 km2, objętość 3300 km3. Z wysp archipelagu Ziemi Ognistej schodzą do cieśniny lodowce. Główny port to: Punta Arenas. Po raz pierwszy przepłynął cieśninę żeglarz portugalski Fernando Magellan (1480?-1521) w 1520 r. Pierwszym statkiem pod polską banderą, który przepłynął tę cieśninę był jacht „Śmiały" (1966 r.). Ze względu na silne wiatry, sztormy, mgły i przeszkody naturalne (liczne skały podwodne i płycizny) jest ona niebezpieczna dla żeglugi i mało uczęszczana przez statki. Cieśnina Gibraltarska to cieśnina między Półwyspem Iberyjskim i Afryką, łącząca Morze Śródziemne z Oceanem Atlantyckim. Jej długość wynosi 59 km, średnia szerokość 39 km (14-44 km), średnia głębokość 956 m (na trasie żeglugowej 53-1181 m), powierzchnia 2300 km2, objętość 2200 km3. Najmniejsza głębokość limitująca wymianę wody Morza Śródziemnego z oceanem wynosi ok. 338 m. Na północnym jej brzegu leży port i baza brytyjska Gibraltar oraz port hiszpański Algeciras, na południu marokański Tanger i hiszpańska Ceuta. Jest to ważne, o znaczeniu międzynarodowym, przejście z Oceanu Atlantyckiego na Morze Śródziemne, a przez Kanał Sueski na wschód; jedyna droga wymiany wód między Morzem Śródziemnym a Oceanem Atlantyckim. Jej nazwa jest pochodzenia arabskiego od Dżabal Tarik - góra Tarika, wodza Arabów (Staszewski 1959). Cieśnina Mesyńska to cieśnina między Półwyspem Apenińskim a Sycylią, łącząca morza: Tyrreńskie i Jońskie. Jej długość wynosi 33 km, średnia szerokość 11 km (3-22 km), średnia głębokość 571 m (na szlaku żeglugowym 72-1220 m), powierzchnia 350 km2 , objętość 200 km3. Istnieją tu wiry wodne Scylli i Charybdy. Główne porty to: Mesyna po stronie sycylijskiej i Reggio di Calabria po stronie apenińskiej. Cieśnina Sycylijska to cieśnina między wybrzeżem afrykańskim a Sycylią, zwana też Cieśniną Tunezyjską, łączącą zachodni i wschodni basen Morza Śródziemnego. Najmniejsza jej szerokość wynosi 148 km, głębokość do 1200m; wiele jest płycizn. Pośrodku leży wyspa Pantelleria. Główne porty to: Marsala i Agrigento (po stronie sycylijskiej). Cieśnina Otranto to szeroka cieśnina między Półwyspem Salentyńskim (Włochy) a wybrzeżem Albanii, łącząca morza: Adriatyckie i Jońskie. Jej szerokość wynosi ok. 75 km, długość ok. 120 km, głębokość 978 m. Nad cieśniną leży miasto włoskie Otranto i przylądek Otranto, stąd nazwa cieśniny. Dardanele (tur. (Canakkale Bogazi, gr. Hellespont) to cieśnina w Turcji między Półwyspem Bałkańskim i Azją Mniejszą, łącząca morza: Egejskie i Marmara. Jej długość wynosi 120 km, średnia szerokość

10km (1,3-27 km), średnia głębokość 50 m (na szlaku żeglugowym 29 153 m), powierzchnia 1200 km2, objętość 60 km3. Na europejskim brzegu leży port Gelibolu (Gallipoli), na azjatyckim Canakkale. Cieśnina jest zatopioną doliną o wysokich brzegach. Przepływa przez nią prąd powierzchniowy wynoszący wody wysłodzone z morza Marmara oraz prąd głębinowy niosący wodę silnie zasoloną (38‰) w kierunku przeciwnym. Cieśnina jest ważną międzynarodową drogą wodną. Nazwa cieśniny jest niedawna, pojawiła się na mapach pod koniec XVII) w., i pochodzi od greckiej nazwy zamków warownych zbudowanych nad brzegiem cieśniny przez Turków. Bosfor (tur. Istanbul; Karadeniz, Bogazi; gr. Bosporos) to cieśnina konstantynopolitańska między Półwyspem Bałkańskim a Azją Mniejszą, łącząca morza: Marmara i Czarne. Jej długość wynosi 30 km, średnia szerokość 2 km (0,7-3,8 km), średnia głębokość 17 m (głębokość na szlaku żeglugowym 20-102 m), powierzchnia 60 km2, objętość 1 km3. Naturalnym portem jest Złoty Róg w Stambule, przy wyjściu na morze Marmara. Na brzegu azjatyckim powstała dzielnica Uskiidar. Bosfor jest zatopioną doliną o stromych brzegach. Prąd powierzchniowy wynosi wysłodzone wody z Morza Czarnego, natomiast głębinowy przynosi słone wody (38‰) z Morza Śródziemnego. Bosfor to szlak morski o dużym znaczeniu międzynarodowym. Nazwa cieśniny jest tracka, znana z przekazów greckich. Człon poros oznacza bród albo miejsce targu (Staszewski 1959). Cieśnina Kerczeńska (dawny grecki Bospor Kimeryjski) to płytka cieśnina łącząca morza: Azowskie i Czarne. Jej długość wynosi 41 km, średnia szerokość 20 km (4-45 km), średnia głębokość 6 m (głębokości na szlaku żeglugowym 5-17 m), powierzchnia 800 km2, objętość 5 km3. Zimą pokrywa ją lód pływający. Główny port to Kerez. Cieśnina umożliwia połączenie żeglugowe między Morzem Czarnym a dorzeczem Wołgi.

7.9.2. CIEŚNINY OCEANU INDYJSKIEGO Bab al-Mandab to cieśnina łącząca Morze Czerwone z Zatoką. Adeńską i Oceanem Indyjskim. Jej długość wynosi 109 km, średnia szerokość 50 km (26-90 km), średnia głębokość 111 m (głębokości na szlaku żeglugowym 31-386 m), powierzchnia 5400 km2, objętość 600km3. Wyspa Barim dzieli cieśninę na wąską i płytką część wschodnią oraz na szeroką i głęboką (320 m) część zachodnią. Przez cieśninę przebiega poprzez Kanał Sueski i Morze Czerwone najkrótsza droga

żeglugowa z Europy na Wschód. Nazwa jest pochodzenia arabskiego od bab - brama i Mandab - góra na wybrzeżu Arabii (Staszewski 1959). Cieśnina Ormuz to cieśnina łącząca zatoki: Perską i Omańską, a dalej Morze Arabskie. Jej długość wynosi 195 km, średnia szerokość 83 km (54-116 km), średnia głębokość 56 m (głębokości na trasie żeglugowej 27,5-229 m), powierzchnia 16200 km 2, objętość 900 km3. Na płaskim brzegu irańskim leży port Bandar Abbas; brzegi Półwyspu Arabskiego są wysokie i poszarpane. Liczne są wyspy, nierzadko otaczają je rafy koralowe (największa Keszm). Przez cieśninę prowadzi ważny szlak transportu ropy naftowej z Zatoki Perskiej. Cieśnina Singapurska to cieśnina między południowymi krańcami Półwyspu Malajskiego i wyspą Singapur a archipelagiem Riau łącząca Morze Południowochińskie przez cieśninę Malakka z Morzem Andamańskim. Jej długość wynosi 114 km, średnia szerokość 25 km (12-37km), średnia głębokość 25 m (na trasie żeglugowej 22-151 m), powierzchnia 2800 km2, objętość 70 km3. W cieśninie wiele wysp otaczają rafy koralowe. Miasto i port Singapur jest ważnym światowym węzłem komunikacji morskiej pomiędzy oceanami: Indyjskim i Spokojnym. Cieśnina Sundajska to cieśnina między Sumatrą i Jawą łącząca Ocean Indyjski z Morzem Jawajskim. Jej długość wynosi 130 km, średnia szerokość 94 km (26-170 km), średnia głębokość 157 m (na trasie żeglugowej 28-1759 m), powierzchnia 12200 km2, objętość 2400km3. W południowej części cieśniny znajduje się wulkan Krakatau, w części północnej rafy koralowe. Cieśnina jest ważną drogą morską z Oceanu Indyjskiego na morza indonezyjskie i na inne obszary Oceanu Spokojnego. Cieśnina Torresa to cieśnina między Nową Gwineą i półwyspem Jork w Australii łącząca morza: Arafura i Koralowe. Jej długość wynosi 74 km, średnia szerokość 182 km (150-240 km), średnia głębokość 11 m (na trasie żeglugowej 7,4-22 m), powierzchnia 18900km2, objętość 200km3. W cieśninie liczne wyspy, skały i rafy utrudniają żeglugę. Silne są prądy pływowe. Przez cieśninę prowadzi droga morska z Oceanu Indyjskiego na Ocean Spokojny. Nazwę cieśninie nadano dla uczczenia hiszpańskiego żeglarza Luisa Vaeza Torresa (1560-1614?), odkrywcy cieśniny w 1606 r., co ujawniono dopiero w 1762 r.

7.9.3. CIEŚNINY OCEANU SPOKOJNEGO Cieśnina Tajwańska to cieśnina między wyspą Tajwan (dawniej Formoza) a wybrzeżem chińskim łącząca morza: Południowochińskie i Wschodniochińskie. Jej długość wynosi ok. 400 km, najmniejsza szerokość ok. 140 km, najmniejsza głębokość na trasie żeglugowej 8,6 m. W południowo-wschodniej części cieśniny znajduje się koralowy archipelag Peskadory. Z portów należy wymienić: Gaoxiong na Tajwanie i Xiamen po stronie chińskiej. Cieśnina Koreańska to cieśnina między Półwyspem Koreańskim a Wyspami Japońskimi, łącząca morza: Wschodniochińskie i Żółte z Japońskim. Jej długość wynosi 324 km, średnia szerokość 240 km (180388km), średnia głębokość 87 m (na trasie żeglugowej 73-280 m), powierzchnia 77800 km2 , objętość 6800 km3. Wyspy Cuszima dzielą cieśninę na dwa przejścia: wschodnie - Cieśnina Cuszimska z głębokością na trasie żeglugowej 92 m (tędy wpływa do Morza Japońskiego ciepły Prąd Czuszimski) i zachodnie - Browtona z głębokością tylko 12,5 m. Główne porty to: Pusan na Półwyspie Koreańskim oraz Fukuoka i Shimonoseki w Japonii. Cieśnina Tsugaru to cieśnina między japońskimi wyspami Honsiu i Hokkaido łącząca Morze Japońskie z Oceanem Spokojnym. Jej długość wynosi 96 km, średnia szerokość 59 km (18-110 km), średnia głębokość 105 m (na trasie żeglugowej 110-491 m), powierzchnia 5700km2, objętość 600 km3. Główne porty to: Hakodate (na Hokkaido) i Aomori (na Honsiu). Pod cieśniną buduje się najdłuższy na świecie tunel komunikacyjny (od 1982). Cieśnina La Perouse'a to cieśnina między wyspami Sachalin i Hokkaido łącząca morza: Japońskie i Ochockie. Jej długość wynosi 94 km, średnia szerokość 143 km (43-186 km), średnia głębokość 75 m (na trasie żeglugowej 27-118 m), powierzchnia 13400 km2, objętość 1000 km3. Zimą cieśnina pokrywa się lodem. Większy port to Wakkanai na Honsiu. Nazwę cieśninie nadano dla uczczenia francuskiego żeglarza i odkrywcy Jean Francois de Gelup La Perouse'a (1741-1788), który penetrował Morze Japońskie w 1787 r. Cieśnina Tatarska to cieśnina między brzegiem azjatyckim a wyspą Sachalin łączącą morza: Japońskie i Ochockie (przez Cieśninę Newelskiego). Jej długość wynosi 663 km, średnia szerokość 164 km (40-324 km), średnia głębokość 420 m (na trasie żeglugowej 8-1773 m), powierzchnia 108500 km2, objętość 45600 km3. W najwęższym miejscu (Cieśnina Newelskiego) szerokość cieśniny wynosi 7,3 km, a

najmniejsza głębokość na farwaterze 8 m. W północnej części cieśnina przechodzi w Zatokę Amurską. Zimą cieśnina zamarza. Z portów należy wymienić: Wanino, Aleksandrowsk Sachaliński, Newelsk i Chołmsk. Cieśnina Beringa to cieśnina między Azją a Ameryką Północną (Alaska) łącząca Ocean Spokojny (Morze Beringa) z Morzem Arktycznym (Morze Czukockie). Jej długość wynosi 96 km, średnia szerokość 134km (86-198 km), średnia głębokość 39 m (na trasie żeglugowej 36-60 m), powierzchnia 12900 km2, objętość 500 km3. Powierzchnia przekroju poprzecznego cieśniny ma tylko 2,5 km2. Nazwę cieśninie nadano dla uczczenia duńskiego żeglarza w służbie rosyjskiej Vitusa Jonassena Beringa (1680-1741), który odkrył ją podczas ekspedycji w latach 1725-1728. Cieśnina Cooka to cieśnina między wyspami: Północną i Południową w Nowej Zelandii łącząca Morze Tasmana z otwartymi wodami Oceanu Spokojnego. Jej długość wynosi 107 km, średnia szerokość 77 km (22 - 91 km), średnia głębokość 85 m (na trasie żeglugowej 97 - 1092 m), powierzchnia 8200 km2, objętość 700 km3. Na wschodnim brzegu cieśniny leży stolica Nowej Zelandii Wellington. Cieśninę, znaną z niespokojnych wód, odkrył angielski żeglarz James Cook (1728-1779) w 1769 r.

7.10. KANAŁY MORSKIE Kanał Sueski jest morskim kanałem żeglugowym łączącym morza: Śródziemne i Czerwone. Jego długość wynosi 161 km (z podejściami morskimi 173 km), najmniejsza szerokość 120 m, głębokość 12,5 m, a od 1980 r. 16,2 m. Statki przepływają go w konwojach zazwyczaj w ciągu 15 godz. Kanał wybudowano w latach 1859-1869. Do wojny izraelsko-egipskiej w 1967 r. był najbardziej uczęszczaną drogą morską, którą wówczas zamknięto dla żeglugi do 1975 r. Miało to niesłychanie ważne następstwa dla żeglugi światowej. Rozbudowano w tym czasie flotę wielkich zbiornikowców kierowanych na wschód wokół Afryki. Po wojnie kanał rozszerzono i pogłębiono. Porty wejściowe z Morza Śródziemnego to: Port Said i Bir Fu'ad, a z Zatoki Sueskiej Suez i Asz-Szatt. Trasa kanału prowadzi przez pustynny Przesmyk Sueski, przecina wiele jezior i lagun, w tym Wielkie Jezioro Gorzkie. Woda rzeczna (z Nilu) napływa Kanałem Ismailijskim. Kanał Sueski jest granicą umowną między Afryką i Azją. Skraca drogę z portów europejskich do azjatyckich o 8000-15 000 km w porównaniu z drogą wokół Afryki. W roku 1979 przez kanał przepłynęły 20363 statki. Znaczna część

przewozu ropy naftowej z Zatoki Perskiej odbywa się obecnie na supertankowcach opływających Afrykę. Po zakończeniu rekonstrukcji kanału przewiduje się przechodzenie statków o wyporności 370000 t. Kanał Panamski to morski kanał żeglugowy w Ameryce Środkowej przecinający Przesmyk Panamski i łączący Zatokę Panamską Oceanu Spokojnego z Morzem Karaibskim. Jest to główna droga morska z Oceanu Atlantyckiego na Ocean Spokojny. Jego długość wynosi 81,6 km (w tym 65,2 km w części lądowej), najmniejsza szerokość 150 m, głębokość na śluzach 12,5 m (liczba śluz parzystych 6), średni czas przejścia kanału 7-8 godz., minimalny 4 godz. W części atlantyckiej trasa kanału biegnie doliną rzeki Chagres (przez sztuczne jezioro Gatun Lake), w części pacyficznej doliną rzeki Rio Grande. W części atlantyckiej większe porty to: Colón i Cristobal, w pacyficznej Balboa i Panama. Pierwsza próba budowy kanału w latach 1881 -1889 nie powiodła się (było wiele ofiar w ludziach). Budowę ukończono w 1914 r. Różnica poziomów przy Gatun wynosi 26 m. Kanał nie jest przystosowany do warunków współczesnej żeglugi; ma przepustowość 36 statków na dobę, a maksymalnie 48 statków przy użyciu obu linii śluz. Kanał Koryncki to kanał morski w środkowej Grecji, przecinający Przesmyk Koryncki i łączący Zatokę Koryncką i dalej Morze Jońskie z Zatoką Sarońską należącą do Morza Egejskiego. Jego długość wynosi 6,3 km, najmniejsza szerokość 24,5 m, głębokość 8 m. Wybudowano go w latach 1881-1893. Kanał Kiloński (Nord-Ostsee-Kanal, dawny Kaiser-Wilhelm-Kanal) to morski kanał żeglugowy łączący morza: Bałtyckie i Północne, między Zatoką Kilońską (Holtenau) i ujściem Łaby (Brunsbuttelkoog). Jego długość osiąga 98,7 km, najmniejsza szerokość 104 m, głębokość 11,3 m, liczba śluz 4. Czas przepływu przez kanał wraz ze śluzowaniem wynosi 8 godz. Kanał wybudowano w latach 1887 - 1895 do celów strategicznych w kajzerowskich Niemczech. Kanał mogą przepływać statki długości do 315 m, a szerokość i wysokość statku nad lustrem wody nie może przekroczyć 40 m. Tor wodny Świnoujście-Szczecin to kanał łączący Zatokę Pomorską przez Świnę (Kanał Zbiorczy), Kanał Mieliński, Kanał Piastowski, tor wodny Zalewu Szczecińskiego, Roztokę Odrzańską i dolną Odrę z portem w Szczecinie. Jego długość wynosi 68 km, najmniejsza szerokość 80 m, minimalna głębokość 9,6 m. Wybudowano go w końcu XIX w. Do Świnoujścia prowadzą tory dojściowe z Zatoki Pomorskiej. Główny tor ma tu głębokość 14 m i szerokość 150-200 m, co umożliwia przyjmowanie w Świnoujściu statków o nośności do 65000t.

7.11. PÓŁNOCNA DROGA MORSKA (PRZEJŚCIE PÓŁNOCNOWSCHODNIE) Jest to arktyczny szlak żeglugowy z Murmańska i Archangielska przez przybrzeżne wody mórz: Barentsa, Karskiego, Łaptiewów, Wschodniosyberyjskiego, Czukockiego i przez Cieśninę Beringa do Władywostoku. Szlak liczy na odcinku od Archangielska do Cieśniny Beringa 6500 km. Od głównej trasy odchodzą odgałęzienia do ujść: Peczory, Obu, Jeniseju, Chatangi, Leny i do Zatoki Czauńskiej. Poszukiwania przejścia północnego jako drogi do Chin i Indii trwały od polowy XVI w. do końca XIX w. Uczestniczyli w nich Anglicy, Holendrzy, Rosjanie i wielu innych. Pierwsza ekspedycja angielska wyruszyła pod dowództwem Hugha Willoughby'ego w 1553 r., zaginęła jednak już na wybrzeżu murmańskim. Śladem jej szły dalsze wyprawy, np. Burrougha w 1556 r., Peta i Jakmanna w 1580 r., nieudane wyprawy holenderskie w latach 1594 - 1597, Hudsona w 1608 r. Poszukiwania kontynuowali Rosjanie: Dieżniew w latach 1647 - 1654, Małygin i Skuratow 1737 r., Bering 1741 r. W roku 1871 Mackowi z Tromso udało się dotrzeć poza ujście Jeniseju, w 1877 r. szwedzki frachtowiec „Traser" odbył podróż handlową na szlaku Brema-Jenisej-Brema w ciągu jednego sezonu, wreszcie parowiec „Lena" osiągnął w 1878 r. Lenę. Sforsował przejście w latach 1878 -1879 Szwed Nils Adolf Erik Nordenskióld na statku wielorybniczym „Vega". W roku 1932 r. lodołamacz „Sybiriakow" przebył trasę w ciągu jednego sezonu. W połowie lat trzydziestych zbiorowe rejsy statków stają się coraz liczniejsze, lecz zdarzają się też niepowodzenia w latach o niepomyślnych warunkach lodowych. Wielka katastrofa wydarzyła się w 1937 r., w lodach ugrzęzła prawie cała arktyczna flotylla rosyjska (42 jednostki). Podobne wypadki powtórzyły się w 1940 i w 1941 r. Żegluga Północną Drogą Morską jest możliwa tylko latem (przez 2-2,5 miesiąca). Główny szlak prowadzi w pobliżu brzegów eurazjatyckich, jednak na odcinku przebiegającym przez morza: Barentsa i Karskie istnieje drugi wariant trasy przez otwarte wody tych mórz wiodący przez cieśninę Matoczkin Szar., rozdzielającą wyspy Nowej Ziemi. Można tędy płynąć latem, kiedy Morze Barentsa jest wolne od lodów. Duże trudności żeglugowe ze względu na zlodzenie występują w cieśninach łączących poszczególne morza arktyczne, a szczególnie w Cieśninie Wilkickiego przy przylądku Czeluskin. Warunki klimatyczne i żeglugowe na Przejściu Północno-Wschodnim są jednak znacznie lepsze niż na Przejściu Północno-Zachodnim; możliwe jest utrzymywanie

dość regularnej żeglugi latem przy zastosowaniu współczesnych środków technicznych.

7.12. MORZE KASPIJSKIE (STAROŻ. KASPIA THALASSA, ŚREDNIOW. MARZE HYRKAŃSKIE, CHWAŁYMSKiE, CHAZARSKIE LUB DERBEŃSKIE) Jest największym na Ziemi bezodpływowym morzem-jeziorem na granicy Europy i Azji, położonym głównie w strefie pustyń i półpustyń. Obecnie nie ma połączenia z wszechoceanem, poziom jego wód leży poniżej zwierciadła wód oceanu o 28,5 m (w 1980 r.). Połączenie takie istniało jeszcze w środkowym miocenie. Morze Kaspijskie wraz z Jeziorem Aralskim jest reliktem trzeciorzędowego „morza sarmackiego". Powierzchnia Morza Kaspijskiego wynosi 374000 km2, objętość 78200km3, średnia głębokość 209 m, maksymalna głębokość 1025 m, długość 1200 km, największa szerokość 320 km. Od południa i zachodu morze otaczają góry Elbrus i Kaukaz, od północy i wschodu rozciągają się niziny: Nadkaspijska i Turańska. Na wschodnim brzegu jest odizolowana duża zatoka Kara Bogaz-Goł. W płytkiej północnej części morza (do 22 m głębokości) znajduje się ok. 50 niewielkich wysp. Morze jest obficie zasilane wodami słodkimi wielkich rzek: Wołgi, Uralu, Kury, Tereku, Kumy, Emby, Atreku, Kuzył Uzunu i in. Dzieli się na trzy części: północną akumulacyjną o przeważających głębokościach 4-8 m, środkową oddzieloną od poprzedniej Progiem Mangyszłackim głębokości do 788 m (Głębia Derbentska) i południową oddzieloną od części środkowej Progiem Apszerońskim, najgłębszą. Temperatura wody zimą na południu wynosi do 12°C, na północy poniżej 0°C i morze zamarza na dwa-trzy miesiące; latem (sierpień) osiąga 24-26°C w częściach północnej i środkowej do 29°C w części południowej i ponad 35°C w zatoce Kara Bogaz-Goł. Zasolenie ma wartości od 0,3‰ przy ujściu Wołgi do 11-13‰ (rejon wybrzeży południowo-wschodnich 13,2‰). Cyrkulacja wód jest cyklonalna o prędkości prądów 10 - 15 cm/s. Falowanie często jest duże - wysokość fali do 11 m. Duże są wieloletnie wahania poziomu wody. Rybołówstwo jest znacznie rozwinięte. Łowi się ryby jesiotrowate, sandacza, leszcza, karpia, szprota, fokę. Bogate są złoża ropy naftowej i gazu ziemnego (Naftowe Kamienie, wyspa Artioma) przy Półwyspie Apszerońskim pod Baku. Morze Kaspijskie łączy system wewnętrznych dróg wodnych między morzami: Azowskim, Czarnym, Białym i Bałtyckim. Główne porty to: Baku, Astrachań, Krasnowodzk, Machaczkała w byłym Związku

Radzieckim, Bandar-e Torkaman (do 1979 r. Bandar-e Szah i Bandar-e Anzeli) w Iranie. Między Baku a Krasnowodzkiem istnieje połączenie promowe. Nazwa morza pochodzi od plemienia Kaspiów, które według Herodota mieszkało w delcie Kury i Araksu, Morze Derbeńskie natomiast od miasta Derbent na zachodnim wybrzeżu, Morze Chazarskie - od Chazarów osiedlonych nad dolną Wołgą, Morze Chwałymskie (Doria Chwalicka) z przekształcenia arabskiego Chwarizm (Chorezm) oznaczającego krainę u ujściu Amu-darii. Współczesna nazwa irańska brzmi Darja-je Chazar. W wieku XVIII w Gdańsku wydano traktat Pawła Patera Dissertatio de Mari Caspio (1723) zawierający opis Morza Kaspijskiego, warunki nawigacji i charakterystykę wymiany handlowej w tym rejonie (Mokrzecki 1983).

TERMINY GEOGRAFICZNE I OCEANOGRAFICZNE UŻYTE W TEKŚCIE abisal lub abysal - strefa głębinowa oceanu (poniżej 1500-4000 m) o stałej temperaturze i zasoleniu wód pochodzenia głównie podpolarnego, pozbawiona światła słonecznego, bez roślin, z ubogim światem zwierząt drapieżnych i nekrofagów podlegającym olbrzymiemu ciśnieniu słupa wody (wieleset atmosfer); afotyczna strefa - warstwa wód głębinowych oceanu, których oświetlenie nie jest wystarczające do rozwoju roślin (fotosyntezy), wykazująca w górnej warstwie tylko 1% naświetlenia występującego na powierzchni oceanu; aleuryty - osadowe skały okruchowe drobnej średnicy ziarn (0,005-0,05 mm) składające się przeważnie z kwarcu, szpatu polnego, miki i in. minerałów; amfidromiczny system -- system rozchodzenia się fali pływowej w zbiorniku wodnym jako fali stojącej o stałych, nieruchomych w pionie węzłach (punktach amfidromicznych), wokół których przemieszcza się promieniście grzbiet fali pływowej (linia kotydalna) w okresie odpowiadającym okresowi pływów w danym miejscu oceanu lub morza; anizotropia - wykazywanie przez ocean różnych charakterystyk fizycznych i chemicznych w różnych kierunkach, czyli niejednorodność ośrodka; arktyczna strefa - związana z obszarem polarnym na półkuli północnej (jako granicę przyjmuje się przebieg izotermy 10°C lipca najcieplejszego miesiąca roku); autogeniczne osady - powstałe podczas sedymentacji osadu wskutek procesów chemicznych za chodzących w wodzie morskiej, np. konkrecje; basen oceaniczny - rozległe zagłębienie dna oceanu o dużej głębokości, wydzielone przez grzbiety podwodne, wzniesienia i progi, odznaczające się swoistym reżimem hydrologicznym; batial - strefa oceanu między sublitoralem a abysalem nad stokiem kontynentalnym (głębokości od 200 do 2000 m) zasiedlona przez drapieżniki, brak organizmów roślinnych, tylko w górnej części organizmy wapienne;

batygraficzna krzywa - część krzywej hipsograficznej odnosząca się do oceanu, morza lub jeziora, przedstawiająca statystyczny rozkład głębokości uporządkowanych w poszczególnych jej przedziałach i obrazująca stosunki głębokościowe danego zbiornika wodnego; pozwala odczytać powierzchnie danych głębokości w procentach i liczbach; batypelagial lub mezopelagial - głębinowa część wód oceanu (w przedziale głębokości 1000-5000 m) o dość jednorodnych warunkach i ubogim życiu, zasiedlona przez organizmy żyjące kosztem materii organicznej produkowanej w epipelagialu; bimodalny - w odniesieniu do zbioru statystycznego danych hipsograficznych składającego się z dwóch jednorodnych, lecz odrębnych zbiorów danych wysokościowych na lądzie (w obrębie skorupy lądowej) i batymetrycznych (w obrębie skorupy oceanicznej); biocenoza - zespół roślin, zwierząt i mikroorganizmów zasiedlających jednorodny obszar biosfery, wzajemnie powiązanych między sobą zależnościami pokarmowymi i konkurencją biologiczną oraz z abiotycznymi warunkami środowiska; biogeniczne sole - sole nieorganiczne niezbędne do rozwoju żywych organizmów, zwane też biogenami lub nutrientami; biogeniczne osady - osady składające się z produktów działalności życiowej zwierząt i roślin, a głównie z resztek ich organizmów: węglanowe, krzemianowe, fosforytowe; bipolarność - dwubiegunowość życia w oceanie polegająca na występowaniu podobnych organizmów zwierzęcych i roślinnych w Arktyce i Antarktyce, przy jednoczesnym ich braku w międzyzwrotnikowym pasie wód; borealny - północny, m.in. w odniesieniu do roślin i zwierząt występujących na obszarach północnych lub z tych obszarów pochodzących; Coriolisa siła (Coriolisa efekt) - siła bezwładności działająca na ciało znajdujące się w ruchu w polu wirującej Ziemi; wektor tej siły jest skierowany prostopadle do wektora prędkości ruchu („sila" ta więc nie wykonuje pracy); siła Coriolisa powoduje odchylanie się toru ruchu ciała na półkuli północnej w prawo i na półkuli południowej w lewo patrząc w kierunku ruchu ciała; cyklon tropikalny - cyklon powstający nad najcieplejszymi częściami oceanów w pasie szerokości geograficznych 5-20° po obu stronach równika, będący stosunkowo niewielkim wirem (o

średnicy rzadko przekraczającej 1000 km), lecz bardzo głęboki, o ogromnej energii kinetycznej; nosi różne nazwy lokalne, np.: tajfun w południowo-wschodniej części Oceanu Spokojnego, huragan w pozostałej części tego oceanu, willy-willies przy północny-zachodnich wybrzeżach Australii; cyrkulacja termohaliczna - ruchy wód wynikające z różnic gęstości wody (różnic ciśnienia w słupie wody); detrytus - osad z rozdrobnionego materiału skalnego (okruchów) i szczątków obumarłych organizmów roślinnych i zwierzęcych; dysfotyczna strefa - oświetlona światłem rozproszonym w wodach oceanu, w której obrębie procesy mineralizacji materii organicznej przewyższają jej produkcję, dzięki zaopatrywaniu w substancje pokarmowe ze strefy euforycznej; dywergencja - rozbieżność, rozchodzenie się powierzchniowych i głębinowych prądów oceanicznych wskutek: nierównomierności rozkładu prędkości wiatru nad oceanem i konfiguracji dna, z czym związane są wstępujące ruchy wód (upwelling) bogatych w sole pokarmowe, które wydostają się do warstw górnych, użyźniając je; endemiczny - lokalny, właściwy danej strefie oceanu gatunek zwierząt lub roślin, w innych miejscach nie występujący; endogeniczny - odnoszący się do procesów chemicznych i fizycznych zachodzących wewnątrz ośrodka pod wpływem siły ciężkości i sił związanych z obrotem Ziemi, prowadzących do tworzenia się największych form reliefu - geotektur i morfostruktur; epikontynentalne morze - płytkie morze tworzące się na lądzie wskutek transgresji przy obniżeniu się krawędzi kontynentu lub przy podwyższaniu się poziomu morza; epipelagial - otwarte morze, górna prześwietlona warstwa głębokiej toni wodnej, poza strefą nerytyczną estuarium - w tradycyjnym, ujęciu lejkowate ujście rzeki uformowane przez działanie pływów, w oceanografii: półzamknięta przybrzeżna część wód mających swobodne połączenie z otwartym morzem i zawierających mierzalne ilości soli morskiej; eufotyczna strefa - górna warstwa wód obficie zasilana przez energię słoneczną podtrzymującą proces fotosyntezy, o miąższości w morzu średnio ok. 80 m, a w wodach o dużej przezroczystości do 200 m; euryhaliczność - zdolność organizmów wodnych do znoszenia znacznych wahań zasolenia wody;

eustatyczne ruchy - długoterminowe wahania poziomu morza na całej kuli ziemskiej lub na znacznych jej obszarach powodowane przez zmiany klimatyczne i procesy tektoniczne (ruchy skorupy ziemskiej) fala baryczna - odchylenie powierzchni oceanu wskutek zmian ciśnienia atmosferycznego przy przechodzeniu niżu barycznego; farwater - tor wodny wytyczony i odpowiednio oznakowany wśród mielizn lub innych przeszkód nawigacyjnych służący do przeprowadzania statków o określonym zanurzeniu; fitobentos - flora denna rozwijająca się w płytkich wodach litoralu; fitoplankton - roślinna część planktonu stanowiąca źródło tlenu i substancji organicznej dla innych organizmów wodnych; fotyczna strefa (strefa eufotyczna) - górna warstwa wód w oceanie, morzu lub jeziorze otrzymująca światło słoneczne niezbędne do zachodzenia procesów fotosyntezy w roślinach; gęstość umowna (σ) - wskaźnik gęstości wody, uzyskiwany za pomocą wzoru σ =(ρ-1) 1000, gdzie ρ oznacza gęstość wody; glaukonit - minerał, uwodniony glinokrzemian potasu, żelaza, magnezu, glinu, występujący w postaci okrągławych ziarenek barwy zielonawej w osadowych skałach pochodzenia morskiego; ił głębinowy - osad głębinowy składający się z najdrobniejszych materiałów terygenicznych, żelazistych produktów przemiany skał wulkanicznych, konkrecji żelazisto-manganowych, pyłów kosmicznych i trudno rozpuszczalnych w wodzie pozostałości organizmów krzemionkowych i wapiennych, niekiedy z domieszką mułów globigerynowych i radiolariowych; globigeryna - pierwotniak z gromady otwornic żyjący w otwartych wodach oceanu i stanowiący składnik planktonu, z jego skorupek powstają osady wapienne na dnie morza; gradient - wektor skierowany w stronę najszybszego wzrostu wielkości skalarnej, np. temperatury, zasolenia, gęstości wody; gujot - podwodna pojedyncza góra pochodzenia wulkanicznego mająca kształt ściętego stożka wskutek abrazji lub denudacji subaeralnej; hadal - najgłębsza (ponad 6000 m) część abysalu (rowy oceaniczne), inaczej - ultraabysal haloklina - warstwa wody w oceanie z dużym gradientem zasolenia w pionie, zwana też skokiem zasolenia, rozdzielająca masy wodne o różnym zasoleniu; hemipelagiczna strefa - obszar morza leżący między strefami nerytyczną i eupelagiczną z fauną przejściową;

hipsograficzna krzywa - wykres statystyczny obrazujący strukturę wysokościową obszaru na lądzie i głębokości w morzu w poszczególnych przedziałach tych wartości, tj. rozległość i wysokość poszczególnych stref hipsometrycznych; izostazja, równowaga izostatyczna - stan równowagi mas w skorupie ziemskiej polegający na tym, że ilość materii w pionowym słupie o danym przekroju pozostaje w przybliżeniu stała niezależnie od jego wysokości; procesy geologiczne, jak denudacja lub sedymentacja, mogą tę równowagę zakłócić, ale przywracają ją np. pionowe ruchy wyrównawcze mas skalnych, podnoszenie się obszarów objętych ostatnim zlodowaceniem; odchylenia od stanu równowagi izostatycznej, niekiedy znaczne, występują wzdłuż rowów oceanicznych; izotacha - linia na przekroju poprzecznym cieku (cieśniny, rzeki) łącząca punkty o jednakowej prędkości prądu; izotermiczna warstwa - warstwa wód o jednakowej temperaturze; kanion podmorski - głęboka, wąska, v-kształtna dolina, o spadzistym dnie i bardzo stromych zboczach przecinająca szelf i stok kontynentalny na przedłużeniu ujść rzecznych lub występująca niezależnie, a utworzona przez prądy zawiesinowe, albo też pochodzeniatektonicznego; kokolity - elementy szkieletowe wiciowców z rodziny Coccolithophoridae, występujące w osadach morskich w postaci mikroskopijnych płytek wapiennych różnego kształtu, tworzących kulisty pancerz wokół komórki; konkrecje - skupienia minerału o strukturze koncentrycznej lub radialnej wokół jąder konkrecji, okrągłe lub nieregularne formy o wymiarach od części milimetra do dziesiątków centymetrów i więcej, zawierające przeważnie związki żelaza i manganu, tworzące się głównie na głębokich partiach dna oceanu; konwekcja termohaliczna - krążenie wód w pionie wskutek ochładzania się lub wzrostu zasolenia wody, co powoduje wzrost gęstości w górnych warstwach morza i opadanie wód, a wskutek tego również wynoszenie wód z warstw głębszych ku powierzchni; największą intensywność osiąga podczas wychładzania zimowego wód; konwergencja wód morskich - zbieżność prądów powierzchniowych i opadanie wód w głąb oceanu wskutek nierównomierności pola wiatru i konfiguracji dna, zazwyczaj na styku wód o różnych właściwościach; następuje wówczas ogrzewanie wód głębszych

i wzbogacanie ich w tlen, lecz także ginięcie wielu organizmów planktonowych; kryl antarktyczny - nazwa przemysłowa skorupiaka (Euphausia superba), służącego za pokarm wielorybom, płetwonogom, rybom i ptakom; listownica (lamiearia) - glon morski z typu brunatnic (Phaeophyta), w kształcie wielkiego liścia osadzonego na ogonku, występujący głównie w rejonach północnych (pn. Atlantyk, morza Azji Wschodniej) w strefie sublitoralnej lewantyński wschodni, w odniesieniu do Morza Śródziemnego; liman - wąska, płytka zatoka oddzielona mierzeją będąca zalanym wylotem doliny rzecznej (Morze Czarne i Morze Azowskie); litoral - przybrzeżna, płytka strefa dna morskiego zalewana przy przypływie i odsłaniana przy odpływie (między poziomami najwyższego i najniższego pływu); niekiedy pojmowana szerzej, wraz z supralitoralem i sublitoralem; loksodroma - linia przecinająca południki pod stałym kątem, będąca na mapach nawigacyjnych w odwzorowaniu Merkatora linią prostą; łuki wyspowe - wydłużone i zakrzywione archipelagi występujące w strefach sfałdowań tektonicznych (antyklin), w miejscach przejścia skorupy oceanicznej w skorupę kontynentalną; makrofity - zbiorowisko roślin dennych widocznych gołym okiem, np. krasnorosty,zielenice; masa wodna - wielka objętościowo warstwa wód oceanicznych lub morskich, odznaczająca się stosunkowo dużą jednorodnością cech fizyko-chemicznych, o właściwościach ukształtowanych pierwotnie w pewnych warunkach strefowych Ziemi w powierzchniowej warstwie zbiornika wodnego mezopelagial -inaczej batypelagial; monsuny - stałe wiatry wiejące zimą przez prawie cały czas z kontynentu na ocean, a latem z oceanu na ląd; morena - materiał skalny nagromadzony bezpośrednio przez lodowiec podczas jego przemieszczania się i wyorywania podłoża; morfologiczneformy - formy rzeźby (reliefu); morfostruktury - wielkie formy rzeźby lądu i dna oceanu powstałe w wyniku długotrwałego oddziaływania sił wewnętrznych i zewnętrznych, z przewagą sił wewnętrznych; namorzyny (mangrowia) - gęste, niewysokie, zawsze zielone zarośla i niskie drzewa przystosowane do życia na granicy morza i lądu, występujące na płaskich, mulistych wybrzeżach w strefie

gorącej nerytyczna strefa - obszar płytkiego morza na szelfie kontynentalnym, przybrzeżna część pelagialu notalny południowy, odpowiednio: borealny – północny; okrzemki - jednokomórkowe glony planktonowe (Diatomeae) o błonie komórkowej przesyconej krzemionką tworzącej skorupkę bogato ornamentowaną; ich szczątki wchodzą w skład osadów morskich; otwarte morze - powierzchnia morza lub oceanu poza strefą przybrzeżną lub morza poza strefą wód terytorialnych, albo poza wyłączną strefą ekonomiczną; otwornice (foraminifera) - rząd pierwotniaków z podgromady korzenionóżek, których ciało otacza wielokomorowa skorupka wapienna z otworkami, przez które wychodzą nibynóżki; ich skorupki wchodzą w skład morskich osadów wapiennych; pak lodowy - wieloletni, pływający lód morski występujący na morzach polarnych; pasaty - wiatry odznaczające się dużą stałością kierunku w ciągu całego roku wiejące na wielkich przestrzeniach oceanów między szerokością geograficzną 25-30° po obu stronach równika, z kierunku wschodniego i północno-wschodniego na półkuli północnej, z kierunku wschodniego i południowo-wschodniego zaś na półkuli południowej; pelagial - wody otwartego morza lub oceanu (toń oceaniczna) poza litoralem, składające się z warstw epipelagialu, batypelagialu i abysopelagialu; plankton - ogół przeważnie drobnych organizmów roślinnych i zwierzęcych żyjących w górnej warstwie pelagialu, unoszonych mniej lub bardziej biernie przez prądy i stanowiących główny pokarm dla wielu ryb, waleni i in. zwierząt; według wielkości dzieli się na makro- i mikroplankton, według składu na Pito- i zooplankton; plato (fr. plateau) - podwyższona duża część równiny wydzielająca się wyraźnie stopniami z otaczających obszarów równinnych; pływu wysokość - różnica między poziomami przypływu i odpływu, zwana też amplitudą, rozpiętością lub skokiem pływu; pływy - regularne na ogół podnoszenie się (przypływ) i obniżanie się (odpływ) poziomu morza pod wpływem sił przyciągania Księżyca i Słońca; mają one charakter zjawiska rezonansowego, kształtującego się głównie odpowiednio do kształtu zbiornika wodnego;

pływy eoliczne - wahania poziomu morza wywoływane przez działanie wiatru, w skrajnych przypadkach powodujące na niskich brzegach morza powodzie sztormowe; prądy dryfowe - prądy wywoływane głównie przez wiatr w warstwie wody ponad piknokliną (warstwa skoku gęstości wody); prąd geostroficzny - prąd wynikający ze zrównoważenia siły grawitacyjnej i siły Coriolisa w warunkach nierównomiernego rozkładu gęstości wody lub nachylenia zwierciadła wody; prąd gęstościowy - prąd powstający wskutek różnicy gęstości wody w poszczególnych częściach oceanu; prąd gradientowy - prąd powstający pod wpływem gradientu ciśnienia hydrostatycznego, występujący wskutek nachylenia powierzchni morza oraz różnic gęstości wody; prąd grawitacyjny - prąd wywoływany przez nachylenie powierzchni wody; prąd kompensacyjny - prąd wyrównujący odpływ wód z danego obszaru morza; prąd wstępujący - prąd skierowany z głębi wód ku powierzchni (upwelling); prąd zawiesinowy - grawitacyjny prąd przydenny wody nasyconej zawiesiną, a zatem o podwyższonej gęstości, powstający wskutek trzęsienia ziemi lub z innego powodu na stoku kontynentalnym oceanu, kiedy następuje zakłócenie równowagi dużej ilości niespójnych osadów i występuje podwodny zsuw o wielkiej prędkości i energii na odległości setek kilometrów; mogą tworzyć się wówczas podwodne kaniony; prądy pływowe - zmienne ruchy poziome wód związane z fazami przypływu i odpływu morza; produktywność lub produkcja pierwotna - ilość substancji organicznej zsyntetyzowana przez organizmy z substancji nieorganicznych na jednostkę objętości i jednostkę czasu lub w całej kolumnie wody na jednostkę przekroju i jednostkę czasu; promienice (radiolaria) - drobne pierwotniaki planktonowe mające szkielet krzemionkowy o skomplikowanej promienistej budowie relief (rzeźba) - ukształtowanie powierzchni Ziemi lub rzeźba dna oceanów i mórz; rozbieg fali - rozciągłość obszaru generacji falowania, nad którym wieje wiatr o pewnym ustalonym kierunku;

rozkołys (martwa fala) - falowanie regularne rozchodzące się z rejonów generacji falowania wiatrowego na odlegle zewnętrzne, już bezwietrzne peryferie; rów oceaniczny - podłużne, wąskie i głębokie (poniżej 6000 m) obniżenie dna oceanu występujące przeważnie na skraju płyty oceanicznej w sąsiedztwie łańcuchów wysp wulkanicznych lub górzystych brzegów kontynentalnych z największymi na świecie głębiami ultraabysalnymi; ryft - pęknięcie, wielka liniowa struktura skorupy ziemskiej powstała wskutek poziomych sił rozciągających, np. „v grzbietach śródoceanicznych; sejsza - fala stojąca obejmująca całą objętość wody, której forma uzależniona jest jedynie od wymiarów geometrycznych zbiornika; sinking - opadanie wód wskutek nagromadzania się ich w strefach konwergencji, zjawisko odwrotne do upwellingu; skrzydłonogi (pteropody) - grupa pelagicznych ślimaków, u których noga przekształciła się w dwa boczne płaty służące do pływania; ich skorupy wchodzą w skład pelagicznych mułów wapiennych w rejonach oceanów i mórz strefy gorącej stagnacja wód zastoiskowe zaleganie wody przez pewien czas w głębokich obszarach mórz odznaczających się wyraźną stratyfikacją wód; dochodzi wówczas do znacznego zużycia tlenu w warstwach przydennych, a w efekcie do częściowego lub całkowitego zanikania fauny dennej; stenohaliczne organizmy - organizmy bardzo wrażliwe na zmiany zasolenia środowiska, mogące znieść tylko nieznaczne wahania zasolenia wody; stok kontynentalny - część obrzeża kontynentalnego między szelfem a cokołem lądowym o dużej stromości i wyraźnym rozczłonkowaniu reliefu przez stopnie, kaniony i in. formy dna; stratosfera oceaniczna - warstwa wód zimnych podścielających troposferę oceaniczną i wychodzących na powierzchnię w obszarach podpolarnych; warstwa ta stanowi główną masę wód oceanicznych stratyfikacja wód, uwarstwienie wód pod względem temperatury, zasolenia, gęstości i in. cech wody; subaeralna erozja - proces niszczenia skorupy Ziemi na lądzie wskutek działania czynników zewnętrznych, np. deszczu, wiatru, wód płynących, lodowców;

sublitoral - strefa przybrzeżna dna morza od najniższego poziomu odpływu do krawędzi szelfu (głębokość ok. 200 m), najbardziej produktywna strefa oceanu; supralitoral - pas lądu rozciągający się ponad litoralem, odznaczający się dużą wilgotnością wskutek działania rozbryzgu fal; syzygijne pływy - największe pływy występujące w okresach, kiedy Słońce i Księżyc znajdują się wraz z Ziemią na jednej prostej, tj. w położeniu koniunkcji, gdy Słońce i Księżyc są po jednej stronie Ziemi lub w położeniu opozycji, gdy oba te ciała niebieskie są po różnych stronach Ziemi; szelf - przedłużenie platformy kontynentalnej w obszarze oceanu zalane wodą morską, o małym nachyleniu dna, z krawędzią na głębokościach od 50-100 m do 200 m, a w niektórych przypadkach do 1500-2000 m i o szerokości do 1200-1500 km; szkiery - wysepki skalne o powierzchni wygładzonej przez lodowiec, masowo występujące u wybrzeży skandynawskich; temperatura potencjalna wody - temperatura cząstki wody wyniesionej adiabatycznie z danej głębokości na powierzchnię oceanu, tj. po wyeliminowaniu wpływu ciśnienia słupa wody na temperaturę; termoklina - warstwa skoku termicznego w wodach oceanu (o znacznym pionowym ujemnym gradiencie temperatury), stała na głębokości do 1-2 km i sezonowa na głębokości mniejszej od 200m; terygeniczny osad - osad morski zbudowany z materiału pochodzącego z lądu, przynoszonego przez rzeki i wiatr oraz wymywanego z brzegów morza przez fale i prądy; toros - spiętrzenie połamanej pokrywy lodowej wskutek jej stłoczenia; trawers - kierunek prostopadły w stosunku do trasy statku na obiekt znajdujący się poza tą trasą troposfera oceaniczna - górna warstwa wód ciepłych w oceanie w niskich i umiarkowanych szerokościach geograficznych; tsunami - sejsmiczna wielka fala oceaniczna wywoływana przez podmorskie trzęsienia ziemi i podmorskie wybuchy wulkanów, piętrząca się do niezwykłych wysokości przy podchodzeniu do lądu i pustosząca wybrzeża; upwelling - podnoszenie się wód zimnych i zawierających substancje odżywcze z większych głębokości na powierzchnię oceanu, związane z obszarami dywergencji prądów lub z prądami przybrzeżnymi odprowadzającymi wodę powierzchniową od brzegu;

ultraabysal - najgłębsze obszary oceanu patrz nadal; uskok przekształcający - rozłam w strukturze litosfery poprzeczny w stosunku do kierunku przebiegu grzbietu śródoceanicznego; warstwa skoku temperatury i zasolenia - patrz termoklina, haloklina zooplankton - ogół organizmów zwierzęcych wchodzących w skład planktonu; żłób - rynnowe zagłębienie dna oceanu lub morza;

ZAŁĄCZNIKI Załącznik 1. Bilans wodny oceanów

przychód

Ocean Atlantycki Z Oceanu Spokojnego przez Cieśninę Beringa

30

Z Oceanu Spokojnego przez Cieśninę Drake'a

3470

Z Oceanu Indyjskiego (przybrzeżny Prąd Antarktyczny i wody głębinowe) Z Morza Śródziemnego przez Cieśninę Gibraltarską

1692 52

Opady

98

Dopływ wód rzecznych

25

Dopływ podziemny

1

Woda z tajania lodów antarktycznych

1

Suma roczna Do Oceanu Spokojnego przez Cieśninę Beringa Do Oceanu Spokojnego przez Cieśninę Drake'a rozchód

tys. km 3

Do Oceanu Indyjskiego (Dryf Zachodni) Do Morza Śródziemnego przez Cieśninę Gibraltarską Parowanie Suma roczna

5369 ? 210 4976 55 128 5369

Ocean Indyjski Z Oceanu Atlantyckiego Z Oceanu Spokojnego (przez cieśniny indonezyjskie)

rozchód

przychód

Z Oceanu Spokojnego (między Australią i Antarktydą - przybrzeżny Prąd Antarktyczny i wody głębinowe) Opady

tys. km 3 4976 67 2019 100

Dopływ wód rzecznych

6

Dopływ podziemny

1

Woda z tajania lodów antarktycznych

1

Suma roczna

7170

Do Oceanu Atlantyckiego

1692

Do Oceanu Spokojnego (Dryf Zachodni)

5370

Parowanie Suma roczna

108 7170

przychód

Ocean Spokojny Z Oceanu Indyjskiego (między Australią a Antarktydą) Z Oceanu Atlantyckiego przez Cieśninę Drake'a Opady Dopływ wód rzecznych

5370 210 260 14

Dopływ podziemny

1

Woda z tajania lodów antarktycznych

1

Suma roczna

rozchód

tys. km 3

Do Oceanu Indyjskiego (między Australią i Antarktydą) Do Oceanu Indyjskiego (przez cieśniny indonezyjskie) Do Oceanu Atlantyckiego przez Cieśninę Drake'a Do Morza Arktycznego przez Cieśninę Beringa Parowanie Suma roczną

5856 2019 67 3470 30 270 5856

Źródło: Tierminy, ponjatija, sprawocznyje tablicy [w:] Atlas okieanow, Gławnoje Uprawlenije Nawigacji i Okieanografii, Min. Oborony SSSR, 1980.

Załącznik 2. Bilans soli w oceanie

rozchód

przychód

Źródło

mld t

Jonowy dopływ rzeczny

3,1

Jonowy dopływ podziemny

1,2

Sól z rozpuszczania zawiesin z dopływu rzecznego

0,2

Sól z rozpuszczania cząstek pyłowych

0,05

Sól z rozpuszczania osadów

0,2

Sól z procesów desorpcji i dyfuzji

0,1

Sól z rozpuszczania produktów wulkanicznych

0,05

Suma roczna

4,9

Strącanie soli przy kontakcie wód rzecznych i morskich

2,6

Pochłanianie (absorbcja) jonów przez osady i zawiesiny

1,2

Strącanie się soli przy parowaniu wody morskiej w zamkniętych płytkich lagunach

0,6

Wynoszenie soli na ląd przy parowaniu wód oceanicznych

0,5

Suma roczna

4,9

Źródło: Tierminy, ponjatija, sprawocznyje tablicy [w:] Atlas okieanow, Gławnoje Uprawlenije Nawigacji i Okieanografii, Min. Oborony SSSR, 1980.

Załącznik 3. Skrajne wartości zasolenia mórz (‰) Morze Adriatyckie Arafura Baffina Bałtyckie

Minimum 36,13 33,6 34,2 2

Maksimum 38,75 35,0 34,50 23

Banda Barentsa Beringa Białe Celebes (Sulawesi) Czarne Czerwone

33,1 32 29 10 31 14 36,5

34,6 35 34,8 34 34,1 22,3 42,37

Czukockie Grenlandzkie Irlandzkie Japońskie Karaibskie Karskie Koralowe Łaptiewów Marmara Meksykańska, Zatoka Moluckie Norweskie Ochockie

28 30 32 32,5 34,8 5 34,5 5 21 25 34 34,9 30,5

33,5 35,0 34,8 35 37 35 35,9 35 39 36,6 34,8 35,4 34,74

Perska, Zatoka Południowochińskie Północne Sulu Tajlandzka, Zatoka Śródziemne Tasmana Timor Wschodniochińskie Wschodniosyberyjskie Żółte

Uwagi

bez cieśnin, maksimum w wodach przyden nych Głębi Arkońskiej minimum do l6‰ w zatoce z pominięciem rejonu morza przy Bosforze minimum przy Bab al-Mandab, na płytkowodziu do 44-45‰, w głębiach przy dnie do ok. 280‰ przy temperaturze 25 - 26° i ponad

minimum w wodach głębinowych minimum w wodach przedujściowych w odniesieniu do wód głębinowych minimum w wodach przedujściowych

minimum w wodach głębinowych sezonowo minimum do 15‰ przy zachodnich brzegach Kamczatki i wschodnich Sachalinu

37 42 32 34,7 29 35,25 34,5 typowe zasolenie 33,6 typowe zasolenie w wodach powierzchniowych 30,5-32,5, przy dnie 34 36,3 39,5 minimum przy Cieśninie Gibraltarskiej, maksimum na powierzchni we wschodniej części morza 34,5 35,9 34,5 34,7 30 34 10-15 30 19 33

Uwaga. Wartości minimalne odnoszą się zazwyczaj do wód powierzchniowych, maksymalne do wód głębinowych, o ile nie zaznaczono inaczej. Źródło: N. J. Połow, K. N. Fiedorow, W. M. Orłowi Morskaja woda, Izd. Nauka, Moskwa 1979.