ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑΣ

Transcript

1 ΧΑΡΟΚΟΠΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ Τ Μ Η Μ Α Γ Ε Ω Γ Ρ Α Φ Ι Α Σ ΕΛ. ΒΕΝΙΖΕΛΟΥ, ΚΑΛΛΙΘΕΑ-ΤΗΛ: FAX: ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑΣ Δ ΕΞΑΜΗΝΟ Από Καψιμάλη Βασίλη Δρ. Γεωλόγο - Ωκεανογράφο και Παυλόπουλο Κοσμά Καθηγητή ΑΘΗΝΑ 2014

2 3 ο ΕΡΓΑΣΤΗΡΙΟ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ-ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ-ΠΙΕΣΗ (ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ) Α. ΘΕΩΡΙΑ Οι πιο σημαντικές φυσικές παράμετροι του θαλασσινού νερού είναι η Θερμοκρασία, Αλατότητα και Πίεση, καθώς και η συνδυαστική των παραπάνω παραμέτρων συνιστώσα, η Πυκνότητα. Ο προσδιορισμός των φυσικών παραμέτρων έχει ιδιαίτερη σημασία για όλους τους κλάδους της ωκεανογραφίας αφού επηρεάζεται το υδροδυναμικό, χημικό και βιολογικό καθεστώς των ωκεανών. 2.1 ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ (Temperature, Τ) Οι ωκεανούς παρουσιάζουν ένα πολύ μεγάλο εύρος θερμοκρασιακών τιμών. Στα παράκτια τροπικά νερά η θερμοκρασία ανέρχεται στους 38 ο C, ενώ στα πολικά νερά φτάνει μέχρι τους -2 ο C. Υπενθυμίζεται ότι το σημείο πήξης του θαλάσσιου νερού είναι χαμηλότερο κατά 2 C από αυτό του γλυκού νερού, το οποίο, ως γνωστό, εμφανόζεται στους 0 ο C. Η διαφορά αυτή οφείλεται στη ύπαρξη αλάτων στο ωκεάνιο νερό. Το σημείο πήξης μειώνεται κατά ~0,3 C όταν η τιμή της αλατότητας αυξάνεται κατά 5%ο. Η θερμοκρασία των επιφανειακών στρωμάτων του ωκεανού επηρεάζεται από την: Ένταση της ηλιακής και κοσμικής ακτινοβολίας. Ατμοσφαιρική κυκλοφορία. Ύπαρξη θαλάσσιων ρευμάτων. Ο πρώτος παράγοντας αποτελεί την κύρια ενεργειακή πηγή, ο δεύτερος μεταφέρει την θερμότητα μεταξύ ατμόσφαιρας και ωκεανού, ενώ ο τρίτος κατανέμει το ποσοστό της θερμότητας που έχει απορροφήσει ο ωκεανός στα διάφορα (επιφανειακά και βαθιά) θαλάσσια στρώματα. Επομένως, η μεταφορά θερμότητας Η τιμή της θερμοκρασίας στα επιφανειακά στρώματα του ωκεάνιου νερού εξαρτάται από το γεωγραφικό πλάτος και την εποχή του χρόνου. Μεγαλύτερη ποσότητα θερμότητας ανά μονάδα επιφάνειας δέχεται ο Ισημερινός από ό,τι οι πόλοι, ενώ μεγαλύτερη ποσότητα θερμότητας δέχεται μια περιοχή το καλοκαίρι από ό,τι το χειμώνα. Η θάλασσα χαρακτηρίζεται από σημαντική ικανότητα αποθήκευσης θερμότητας. Μεγαλύτερα ποσά θερμότητας ανά μονάδα επιφάνειας απορροφώνται στην περιοχή του Ισημερινού από ό,τι στους πόλους. Ωστόσο, η θερμότητα που έχει απορροφηθεί σε μια ωκεάνια περιοχή μεταφέρεται σε άλλα γεωγραφικά μήκη και πλάτη μέσω οριζόντιων υποεπιφανειακών ρευμάτων, ενώ η θέρμανση των βαθιών ωκεάνιων λεκανών γίνεται μέσω των καθοδικών ρευμάτων. Γενικά, η μεγάλη θερμοχωρητική ικανότητα της θάλασσας διαδραματίζει σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση του παγκόσμιου κλίματος, αφού μετριάζει τις ακραίες καταστάσεις και συμβάλλει στην ομοιόμορφη κατανομή της θερμοκρασίας στις ηπειρωτικές και παράκτιες περιοχές.

3 2.1.1 Επιφανειακές διακυμάνσεις Οι τιμές της θερμοκρασίας στην επιφάνεια του παγκόσμιου ωκεανού (βάθη νερού μέχρι 5 m) παρουσιάζουν μια ζώνωση ως προς το γεωγραφικό πλάτος. Η μέση ετήσια θερμοκρασία κοντά στον Ισημερινό φτάνει στους 28 ο C, ενώ μειώνεται προοδευτικά προς τους πόλους, όπου η τιμή της προσεγγίζει τους -2 ο C. Όμως, οι ισόθερμες καμπύλες (δηλαδή, οι γραμμές που ενώνουν περιοχές με την ίδια θερμοκρασία) αποκλίνουν από το ιδεατό μοντέλο της ζωνικής κατανομής, ιδιαίτερα: (α) Στον Βόρειο Ατλαντικό, του οποίου οι πολικές και υποπολικές περιοχές έχουν νερά με σχετικά μεγαλύτερη θερμοκρασία από τα νερά των αντίστοιχων περιοχών του Βόρειου Ειρηνικού, (β) Στα ανατολικά περιθώρια των ωκεανών, με μικρά και μέσα γεωγραφικά πλάτη, όπου το φαινόμενο της ανάδυσης (upwelling) βαθιών και ψυχρών ρευμάτων προς την επιφάνεια συμβάλλει αποφασιστικά στην πτώση της θερμοκρασίας των επιφανειακών νερών στις περιοχές αυτές, και (γ) Στον τροπικό Ειρηνικό, όπου η μεταφορά, προς στα ανατολικά, θερμών επιφανειακών υδάτινων μαζών προκαλεί την ανάπτυξη τροπικών κυκλώνων, δηλαδή ιδιαίτερα χαμηλών βαρομετρικών (ατμοσφαιρικών) συστημάτων με εξαιρετικά ισχυρή ένταση. Εικόνα 1. Μέση ετήσια θερμοκρασία του επιφανειακού στρώματος του Παγκόσμιου Ωκεανού Στις ωκεάνιες περιοχές μέσου γεωγραφικού πλάτους (από 30 έως 40 ) εντοπίζεται το μέγιστο εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της θερμοκρασίας και φτάνει μέχρι τους 6 C. Στο βόρειο ημισφαίριο, η μέγιστη τιμή παρουσιάζεται τους μήνες Αύγουστο-Σεπτέμβριο και η ελάχιστη τους μήνες Φεβρουάριο-Μάρτιο. Αντίθετα, στο νότιο ημισφαίριο, η διακύμανση της επιφανειακής θερμοκρασίας συνδέεται πρωτίστως με την ηλιακή ακτινοβολία. Στην περιοχή του Ισημερινού και στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη το ετήσιο εύρος δεν είναι μεγάλο και σπάνια υπερβαίνει τους 2 o C. Ωστόσο, σε θάλασσες που περιβάλλονται από χέρσο, π.χ. Αδριατική, τη Βαλτική, τη Μαύρη Θάλασσα, το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της

4 επιφανειακής θερμοκρασίας μπορεί να ανέλθει μέχρι και τους 14 C. Στις περιοχές αυτές το κλίμα που επικρατεί χαρακτηρίζεται ως σχεδόν ηπειρωτικό Κατακόρυφες διακυμάνσεις Η κατακόρυφη διακύμανση της θερμοκρασίας είναι στενά συνδεδεμένη από την κυκλοφορία των ωκεάνιων ρευμάτων. Γενικά, το μοντέλο της κατανομής των τιμών της θερμοκρασίας ως προς το βάθος του νερού χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη τριών ζωνών (Εικ. 2): (α) της επιφανειακής (5-200 m), (β) της μεταβατικής ή θερμοκλινούς ( m) και της βαθιάς (>1000 m) ζώνης. Η θερμοκρασία στην ανώτατη στιβάδα νερού, το εύρος της οποίας κυμαίνεται από 0 έως 5 m, καθορίζεται από παράγοντες ανεξάρτητους από την ωκεάνια κυκλοφορία, όπως είναι η ποσότητα της ηλιακής ενέργειας και ο μηχανισμός θερμικής ανταλλαγής ωκεανού-ατμόσφαιρας. 1. Η επιφανειακή ζώνη ( βάθος από 5 έως 200 m). Είναι μια σχετικά λεπτή και καλά αναμεμειγμένη ζώνη νερού που βρίσκεται κάτω από την άμεση επίδραση της ηλιακής ενέργειας και των θερμικών ανταλλαγών με την ατμόσφαιρα. Χαρακτηρίζεται από σχετικά σταθερή θερμοκρασία λόγω της ανάμειξης των νερών από τα ανεμογενή κύματα. Ωστόσο, η τιμή της θερμοκρασίας στην επιφανειακή ζώνη μεταβάλλεται σε σχέση με το γεωγραφικό πλάτος. Κοντά στον Ισημερινό, τα νερά έχουν υψηλές θερμοκρασίες καθ όλη τη διάρκεια του έτους. Αντίθετα, στις περιοχές που βρίσκονται κοντά στους πόλους, οι θερμοκρασίες των επιφανειακών στρωμάτων είναι σχεδόν πάντα ιδιαίτερα χαμηλές. Στην εύκρατη κλιματική ζώνη, οι τιμές της θερμοκρασίας που λαμβάνει ένα μια επιφανειακή μάζα νερού είναι χαμηλότερες από αυτές των τροπικών νερών και υψηλότερες των αντίστοιχων πολικών νερών και μεταβάλλονται σημανικά κατά τη διάρκεια του έτους. 2. Η μεταβατική ζώνη ( βάθος από 200 έως 1000 m). Το στρώμα αυτό χαρακτηρίζεται από μια έντονη ελάττωση της θερμοκρασίας με το βάθος και καλείται θερμοκλινές. Το

5 διακρίνουμε σε μόνιμο (permanent) όταν υφίσταται δια-εποχιακά και σε εποχιακό (seasonal) όταν αλλάζει εποχιακά, (ιδιαίτερα σε μέσα γεωγραφικά πλάτη ή στις κλειστές και αβαθείς θαλάσσιες λεκάνες). Στα μικρά γεωγραφικά πλάτη, το θερμοκλινές έχει πολύ έντονη παρουσία και μικρή εποχιακή διακύμανση. Στα ενδιάμεσα γεωγραφικά πλάτη και καθώς πλησιάζουμε στους πόλους, το θερμοκλινές αρχίζει να έχει μικρότερο εύρος, ασαφή όρια και έντονες εποχιακές μεταβολές (Σχήμα 3). Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, το θερμοκλινές απουσιάζει εντελώς, αν και σε ορισμένες περιοχές που βρίσκονται σε επαφή με στους πάγους, και η θερμοκρασία εμφανίζει μια ιδιόρρυθμη κατανομή. Το επιφανειακό στρώμα, το οποίο επηρεάζεται από την τήξη των πάγων και από την πτώση πολύ ψυχρών ατμοσφαιρικών κατακρημνίσμάτων, είναι ψυχρότερο από τα βαθύτερα στρώματα, με αποτέλεσμα την αναστροφή του θερμοκλινούς. 3. Η βαθιά ζώνη. Είναι το υδάτινο στρώμα κάτω από το θερμοκλινές. Παρουσιάζει αρκετά χαμηλές θερμοκρασίες (με τιμή κατά μέσο όρο μικρότερη των 4 C) και πολύ μικρή μεταβολή με το βάθος. Το στρώμα αυτό αντιπροσωπεύει το μεγαλύτερο μέρος (~75%) της υδάτινης μάζας των ωκεανών. Σε ημίκλειστες θαλάσσιες λεκάνες που τα ψυχρά πολικά νερά δεν μπορούν να εισέλθουν σε αυτές, τα βαθιά νερά έχουν υψηλότερες τιμές θερμοκρασίας από ότι στους ανοιχτούς ωκεανούς. Τέτοια περίπτωση συναντάται στη Μεσόγειο Θάλασσα, όπου το Στενό του Γιβραλτάρ με βάθος μικρότερο των 400 m εμποδίζει την είσοδο νερού πολικής προέλευσης. Στις βαθιές ωκεάνιες τάφρους, και σε βάθη κάτω των 3000 έως 4000 m, οι θερμοκρασίες αυξάνονται (με αργούς ρυθμούς) ως αποτέλεσμα της αύξησης της πίεσης. 2.2 ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ (Salinity, S) Αλατότητα ορίζεται ως η ολική ποσότητα του διαλυμένου υλικού, σε μέρη επί τοις χιλίοις κατά βάρος σε ένα κιλό θαλάσσιου νερού, όταν όλες οι βρωμιούχες και ιωδιούχες ενώσεις που περιέχονται έχουν αντικατασταθεί από ισοδύναμη ποσότητα χλωριούχων

6 ενώσεων, όλη η ποσότητα των ανθρακικών έχει μετατραπεί σε οξείδια ενώ όλο το οργανικό υλικό έχει οξειδωθεί. Η μέτρηση της αλατότητας γίνεται σήμερα με τον προσδιορισμό της ηλεκτρικής αγωγιμότητας του θαλασσινού νερού, μια μέθοδο που έχει ακρίβεια 0,002%ο. Το όργανο που χρησιμοποιείται στο πεδίο για την μέτρηση της αλατότητας ονομάζεται CTD (Salinity- Temperature-Depth) και χρησιμοποιεί μια επαγωγική κυψέλη. Έχει τη δυνατότητα αυτόματης διόρθωσης της τιμής της αγωγιμότητας από την επίδραση που ασκούν η θερμοκρασία και η πίεση, δίνοντας τελικά την ακριβή τιμή της αλατότητας. Στα επιφανειακά νερά των ωκεανών, η τιμή της αλατότητας εξαρτάται κύρια από τις εξής διεργασίες: Την εξάτμιση, που προκαλεί συγκέντρωση των διαλυμένων αλάτων, λόγω απομάκρυνσης μάζας νερού. Τη βροχόπτωση, που συμβάλλει στην αραίωση των διαλυμένων αλάτων λόγω προσθήκης ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων. Την ανάμειξη των επιφανειακών στρωμάτων θαλάσσιου νερού με τα υποκείμενα θαλάσσια στρώματα. Στις παράκτιες περιοχές, εκτός από τα τις παραπάνω διεργασίες, σημαντικό ρόλο παίζει και η προσθήκη γλυκού νερού από τα ποτάμια, ελαττώνοντας την τιμή της αλατότητας. Στις πολικές περιοχές τόσο η πήξη όσο και η τήξη του νερού συμβάλλουν στον διακύμανση της αλατότητας. Σε περιοχές με σημαντική εξάτμιση του θαλάσσιου νερού η τιμή της αλατότητας είναι σημαντικά αυζημένη, όπως συμβαίνει στην περιοχή της Ερυθράς Θάλασσας (S ~41%ο), ενώ αντίθετα, στη Μαύρη Θάλασσα, ο βαθμός αραίωσης των υδάτων λόγω των εκροών μεγάλων ποταμών είναι τόσο μεγάλος ώστε η αλατότητα είναι 16%ο. Το γλυκό νερό έχει αλατότητα μικρότερη από 0,5%o. Γενικά, η τιμή της αλατότητας στις περισσότερες ωκεάνιες περιοχές κυμαίνεται από 33 μέχρι 37%ο, με μια μέση τιμή της τάξης περίπου του 35%ο. Οι μέσες αλατότητες των ωκεανών είναι: 34,62%o στον Ειρηνικό Ωκεανό, 34,76%ο στον Ινδικό Ωκεανό, 34,90%o στον Ατλαντικό Ωκεανό, 34,72%ο στον Παγκόσμιο Ωκεανό Επιφανειακές διακυμάνσεις στον χώρο Η τιμή της επιφανειακής αλατότητας αναπτύσσεται κατά ζώνες παράλληλες με το γεωγραφικό πλάτος. Έχει όμως μια χαρακτηριστική ιδιομορφία σε σχέση με τη κατανομή της θερμοκρασία. Γίνεται μέγιστη στους Τροπικούς του Καρκίνου και του Αιγόκερω (25 ο Β και Ν), μειώνεται λίγο βορειότερα του Ισημερινού (8 ο Β), ενώ γίνεται ελάχιστη στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη (60 ο Β και Ν). Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, οι ατμοσφαιρικές κατακρημνίσεις καθώς επίσης η τήξη του πάγου είναι οι κυρίαρχοι μηχανισμοί που συμβάλλουν στη μείωση της αλατότητας, Επιπλέον, η περιορισμένη ηλιοφάνεια σε συνσυασμό με την επικράτηση χαμηλών θερμοκρασιών περιορίζουν αποφασιστικά τη διαδικασία της εξάτμισης.

7 Σε μικρότερα γεωγραφικά πλάτη, κοντά στους Τροπικούς του Καρκίνου και του Αιγόκερω, οπού δρουν θερμά και ξηρά ατμοσφαιρικά συστήματα προκαλούν σημαντική εξάτμιση του νερού από την επιφάνεια του ωκεανού, με αποτέλεσμα την αύξηση της αντίστοιχης αλατότητας. Επιπρόσθετα η περιορισμένη παρουσία μηχανισμών αραίωσης, όπως ατμοσφαιρικών κατακρημνίσεων και ποτάμιων απορροών συμβάλλουν διατήρηση υψηλών τιμών αλατότητας. Στην περιοχή του Ισημερινού, όπου οι υψηλές θερμοκρασίες ευνοούν τους έντονους ρυθμούς εξάτμισης, θα περίμενε κανείς ότι οι τιμές της αλατότητας να ήταν οι μέγιστες. Ωστόσο, ο αυξημένος ρυθμός ατμοσφαιρικών κατακρημνίσεων (βροχοπτώσεις) και απορροών εδαφών ελαττώνουν μερικώς την αλατότητα.

8 Συγκρίνοντας το επιφανειακό στρώμα νερού του Ειρηνικού Ωκεανού με εκείνο του Ατλαντικού, προκύπτει ότι το πρώτο έχει μικρότερη αλατότητα από το δεύτερο. Η διαφορά αυτή είναι εντονότερη στην περιοχή του Βορείου Ημισφαιρίου. Το φαινόμενο ερμηνεύεται λαμβάνοντας υπόψη τη σχετική κυκλοφορία των αέριων μαζών και τη μορφολογία του γήινου ανάγλυφου. Υδρατμοί εξατμίζονται από τον Ατλαντικό Ωκεανό και συσσωρεύονται στον αντίστοιχο ατμοσφαιρικό αέρα ενώ στη συνέχεια με την αιολική δράση και ιδιαίτερα την ύπαρξη των αληγών ανέμων μεταφέρονται πάνω από τον Ειρηνικό Ωκεανό και καταλήγουν σ' αυτόν με έντονες βροχοπτώσεις. Η αντίστροφη διαδρομή των υδρατμών από τον Ειρηνικό προς τον Ατλαντικό εμποδίζεται από τις οροσειρές που υψώνονται στις δυτικές ακτές Βορείου και Νοτίου Αμερικής, προκαλώντας βροχές και ελάττωση της αλατότητας κατά μήκος των ακτών αυτών Επιφανειακές διακυμάνσεις στον χρόνο Οι ετήσιες διακυμάνσεις της αλατότητας στην επιφάνεια των ωκεανών είναι μικρές και άμεσα συνδεδεμένες με τις αντίστοιχες διακυμάνσεις της εξάτμισης και της βροχόπτωσης. Γενικά, το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της επιφανειακής αλατότητας είναι μικρότερο από 0,5%ο με κάποιες εξαιρέσεις τοπικού χαρακτήρα, σημαντικότερες των οποίων είναι οι εξής: Στις περιοχές με μεγάλες ετήσιες διακυμάνσεις του ύψους των βροχοπτώσεων, όπως στον Κόλπο της Βεγγάλης και τη Νοτιοανατολική Ασία, όπου το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της επιφανειακής αλατότητας μπορεί να φθάσει το 3%ο. Αντίστοιχο φαινόμενο παρατηρείται στον Βορειοανατολικό Ειρηνικό και τον Κόλπο του Παναμά. Στις περιοχές που βρίσκονται σε άμεση γειτονία με εκβολές μεγάλων ποταμών των οποίων η παροχή γλυκού νερού υπόκειται σε μεγάλες ετήσιες διακυμάνσεις. Τέτοια περίπτωση παρατηρείται στο Σκάγιερακ, όπου το αντίστοιχο εύρος διακύμανσης της επιφανειακής αλατότητας είναι της τάξης του 5%ο. Στις υποπολικές περιοχές, η τήξη των πάγων την καλοκαιρινή περίοδο προκαλεί εποχική ελάττωση της αλατότητας. Ειδικότερα, αναφέρεται η περιοχή της Νέας Γουϊνέας με εποχικό εύρος διακύμανσης της επιφανειακής αλατότητας της τάξης του 0,7%ο και μέγιστη τιμή της επιφανειακής αλατότητας τους μήνες Φεβρουάριο και Μάρτιο Κατακόρυφες διακυμάνσεις Οι διακυμάνσεις της αλατότητας με το βάθος ακολουθούν σε γενικές γραμμές το μοντέλο κατακόρυφης κατανομής της αλατότητας. Ωστόσο, επειδή οι οι μεταβολές της αλατότητας, σε αντίθεση με τη θερμοκρασία, είναι πολύ μικρές, ο διαχωρισμός της υδάτινης στήλης σε ζώνες αλατότητας δεν είναι πάντα εφυκτός. Σε παράκτιες περιοχές με σημαντική επίδραση από ποτάμια, υπάρχει στην επιφάνεια νερό μειωμένης αλατότητας. Αμέσως βαθύτερα, βρίσκεται μια ζώνη στην οποία η αλατότητα αυξάνεται απότομα και διαχωρίζει τα βαθιά αλμυρά νερά από τα επιφανειακά υφάλμυρα. Η ζώνη αυτή ονομάζεται αλοκλινές και πολλές φορές βρίσκεται στο ίδιο περίπου βάθος με το θερμοκλινές. Γενικά, σε βάθη μεγαλύτερα από m, τα ωκεάνια νερά χαρακτηρίζονται ως ομοιογενή ως προς τις παραμέτρους της θερμοκρασίας και της αλατότητας με κάποιες τοπικές εξαιρέσεις, όπως είναι η περίπτωση της Μεσογείου Θάλασσας. Σε βάθη μεγαλύτερα των m, σε παγκόσμια κλίμακα, η τιμή της αλατότητας κυμαίνεται μεταξύ 34,6 και 34,9%ο.

9 2.3 ΠΙΕΣΗ Εξετάζοντας την κατανομή της πίεσης (pressure) στο ωκεάνιο νερό, λαμβάνεται υπόψη η ύπαρξη του βαρυτικού πεδίου. Συνεπώς, ισχύει ο θεμελιώδης νόμος της Υδροστατικής, σύμφωνα με τον οποίο η πίεση Ρ δεν είναι η ίδια σε όλη τη μάζα του νερού αλλά εξαρτάται από το αντίστοιχο βάθος του σημείου στο οποίο μελετάται. Σύμφωνα με τον θεμελιώδη νόμο της Υδροστατικής, η πίεση Ρ δίνεται από την εξίσωση: Ρ = Ρ 0 + ε h, όπου Ρ 0 είναι η εξωτερική πίεση που ασκείται στην ελεύθερη επιφάνεια του ωκεανού, δηλαδή η ατμοσφαιρική πίεση, ε είναι το ειδικό βάρος του ωκεάνιου νερού, h είναι το βάθος στο οποίο αναφέρεται η πίεση Ρ. 2.4 ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ Η πυκνότητα (Density) του ωκεάνιου νερού κυμαίνεται από 1,02 έως 1,07 g/cm 3 και εξαρτάται από τις τιμές τριών παραμέτρων: της θερμοκρασίας, της αλατότητας και της πίεσης. Από αυτές τις τρεις παραμέτρους, η θερμοκρασία παίζει τον πιο αποφασιστικό ρόλο για την κατακόρυφη διακύμανση της πυκνότητας. Πολλές φορές το θερμοκλινές ταυτίζεται με το πυκνοκλινές, δηλαδή το υδάτινο στρώμα απότομης μεταβολής της πυκνότητας. Γενικά, η τιμή της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού αυξάνεται όταν αυξάνονται οι τιμές της αλατότητας και της πίεσης (ή του βάθους) και μειώνεται η τιμή της θερμοκρασίας. Συνήθως τα ψυχρότερα, βαθύτερα και αλμυρότερα ωκεάνια νερά είναι και τα πυκνότερα. Όταν είναι γνωστές με ακρίβεια οι τιμές των βασικών φυσικών παραμέτρων της αλατότητας, της θερμοκρασίας και της πίεσης, τότε μπορεί να υπολογισθεί η τιμή της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού.

10 Τα πυκνά στρώματα νερού, λόγω της βαρυτικής δύναμης και των νόμων της πλευστότητας, τείνουν να βυθίζονται. Αντίθετα, προς την επιφάνεια της υδάτινης στήλης ανεβαίνουν τα ελαφρύτερα στρώματα νερού. Η κατακόρυφη αυτή κίνηση δημιουργεί στρωμάτωση της υδάτινης στήλης, με αύξηση της τιμής της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού αυξανόμενου του βάθους της υδάτινης στήλης (Εικ. 2.4). Η κάθετη κατανομή της πυκνότητας παρουσιάζει τρία στρώματα: Το ανώτερο, καλά ανάμεμειγμένο και σχετικά ομοιόμορφο στρώμα νερού, πάχους m περίπου, που επηρεάζεται από την αιολική δράση και τα ανεμογενή κύματα. Η θερμοκρασία και η αλατότητα αυτού του στρώματος μεταβάλλονται συχνά εύκολα και γρήγορα λόγω της άμεσης γειτονίας με τον ατμοσφαιρικό αέρα. Έτσι, η εξάτμιση νερού από την ωκεάνια επιφάνεια μπορεί να προκαλέσει αύξηση της πυκνότητας, ενώ αντίθετα ένα θερμό μέτωπο αέρα μπορεί να προκαλέσει ελάττωση της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού. Το αμέσως πιο κάτω στρώμα είναι το πυκνοκλινές και συμπίπτει με την περιοχή του θερμοκλινούς (απότομη μείωση της θερμοκρασίας) και του αλοκλινούς (έντονη διακύμανση της αλατότητας). Είναι δηλαδή το μεταβατικό στρώμα που δρα ως ένα φράγμα ανάμεσα στην επιφανειακή και τη βαθιά ωκεάνια ζώνη, επιτρέποντας περιορισμένη κίνηση του νερού ανάμεσα στην ανώτερη και την κατώτερη ζώνη. Κάτω από το πυκνοκλινές βρίσκονται τα βαθιά, κρύα και πυκνά ωκεάνια νερά, είναι η βαθιά ζώνη. Στις πολικές περιοχές, λόγω του ότι το πυκνοκλινές δεν σχηματίζεται πάντα, τα νερά της βαθιάς αυτής ζώνης εκτίθενται στην ατμόσφαιρα.

11 Εικ. 7: Κάθετη κατανομή της πυκνότητας ως προς το βάθος. Στα μεγάλα πλάτη, οι διακυμάνσεις της τιμής της πυκνότητας αυξανομένου του βάθους είναι μικρές, όπως αντίστοιχα και εκείνες της θερμοκρασίας. Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη το πυκνοκλινές, όπως και το μόνιμο θερμοκλινές απουσιάζουν. Όσο μειώνεται το γεωγραφικό πλάτος οι διακυμάνσεις αυτές αυξάνονται. Όταν τα επιφανειακά νερά γίνουν πυκνότερα των υποκείμενων σωμάτων νερού, τότε θα σημειωθούν κινήσεις θερμοαλάτινης μεταφοράς. Οι κινήσεις αυτές οδηγούν στη βύθιση των επιφανειακών νερών μέχρι να φθάσουν στην ισόπυκνη περιοχή που ισοδυναμεί με τη νέα τους πυκνότητα. Τα βαθιά νερά του Παγκόσμιου Ωκεανού χαρακτηρίζονται από σχεδόν σταθερή τιμή πυκνότητας, εκτός από τις θαλάσσιες λεκάνες στις οποίες παρεμποδίζεται η ελεύθερη είσοδος πολικής προέλευσης νερού, όπως συμβαίνει στη λεκάνη της Μεσογείου Θαλάσσης. Θαλάσσια στρώματα διαφορετικής πυκνότητας (λόγω διαφορετικών τιμών στη θερμοκρασία και την αλατότητα στις θαλάσσιες αυτές μάζες) λειτουργούν ως φράγματα στην κάθετη ανάμειξη των θαλάσσιων μαζών. Γειτονικές θαλάσσιες μάζες νερού που χαρακτηρίζονται από διαφορετικές τιμές πυκνότητας προκαλούν θαλάσσια ρεύματα, τα οποία διαδραματίζουν καθοριστικό ρόλο στη σχετική εξάπλωση των διάφορων θαλάσσιων ειδών.

12 Β. ΑΣΚΗΣΗ 1. (α) Με βάση το παγκόσμιο χάρτη κατανομής των επιφανειακών θερμοκρασιών (Σχήμα 2.1), δώστε μια σύντομη περιγραφή της κατανομής της θερμοκρασίας, (β) Γιατί στην βόρειο Αμερική (Καναδά) τα νερά κατά μήκος των ακτών του Ατλαντικού Ωκεανού είναι πιο ψυχρά από εκείνα που βρίσκονται στο ίδιο γεωγραφικό πλάτος στην πλευρά όμως του Ειρηνικού Ωκεανού; 2. Στο Σχήμα 2.2 δίνονται οι μετρήσεις θερμοκρασίας σε διάφορα βάθη κατά μήκος μιας τομής ανοιχτά του ηπειρωτικού περιθωρίου. (α) Αφού κατασκευάστε τις ισόθερμες καμπύλες των 3 o C, 4 o C, 5 o C, 6 o C, 10 o C, 15 o C, 20 o C, και 25 o C, να προσδιορίστε το πάχος του επιφανειακού αναμεμειγμένου στρώματος και τα βάθη μεταξύ των οποίων αναπτύσσεται η ζώνη του θερμοκλινούς. (β) Ποιος(οι) τύπος(οι) ρευμάτων από αυτά που αναφέρονται στο Κεφάλαιο 6 (Ωκεάνια Ρεύματα Θαλάσσια Κυκλοφορία) του βιβλίου Μαθήματα Ωκεανογραφίας (Αλμπανάκης, 1999) συμφωνεί με αυτόν της περιοχής της άσκησης. Δικαιολογήσατε την απάντηση σας. 3. Μελετήστε τις καμπύλες ίσης αλατότητας του Σχήματος 2.3 της μέσης ετήσιας κατανομής της αλατότητας και απαντήστε στις ακόλουθες ερωτήσεις: (α) Περιγράψτε την μεταβολή της αλατότητας από τον ισημερινό προς τις πολικές περιοχές του Ειρηνικού Ωκεανού. (β) Ποιος από τους δύο μεγάλους ωκεανούς είναι πιο αλμυρός και σε τι ποσοστό; Πώς εξηγείται αυτή η κατάσταση; (Συσχετίστε με ζώνες ανέμων). (γ) Εξηγείστε την ύπαρξη της «γλώσσας» χαμηλής αλατότητας που εκτείνεται από τον κόλπο του Μπάφιν δυτικά της Γροιλανδίας μέχρι τις ανατολικές ακτές του Καναδά (λάβετε υπόψη ότι είναι καλοκαίρι στο Βόρειο Ημισφαίριο). 4. Στο Σχήμα 2.4 δίνονται οι επιφανειακές μετρήσεις αλατότητας (%ο) κοντά στις ακτές της Καλιφόρνιας (Ν.Δ. ΗΠΑ). α) Κατασκευάστε τις καμπύλες ίσης αλατότητας ανά 0,25%ο και σκιαγραφείστε τις περιοχές που έχουν αλατότητα μεγαλύτερη του 33,5%ο. β) Περιγράψτε την κατανομή της αλατότητας στην περιοχή και εξηγείστε την ύπαρξη υψηλής αλατότητας (34%ο) στον σταθμό που βρίσκεται κοντά στον κόλπο του Σαν Φρανσίσκο. 5. (α) Χρησιμοποιώντας το Τ-S διάγραμμα (θερμοκρασίας-αλατότητας) του Σχήματος 2.5 να υπολογίσετε την πυκνότητα των θαλάσσιων μαζών (Θ/Μ) του παρακάτω Πίνακα. Θ/Μ Θερμοκρ. ( C) Αλατοτ. (%o) Πυκνότητα (σ t ) Βάθη (m) Α 1 34,40 Β 18 35,50 Γ 5 35,20 Δ 14 34,70 Ε 10 34,45 (β) Συνδυάστε τις τιμές πυκνότητας με τα παρακάτω βάθη (50, 250, 500, 1000 και 2000 m) έτσι ώστε η στήλη του νερού να βρίσκεται σε ισορροπία.

13 Σχήμα 2.1. Μέση ετήσια κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας των ωκεανών

14 Σχήμα 2.2. Κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας στο ηπειρωτικό περιθώριο του Ατλαντικού Ωκεανού

15 Σχήμα 2.3 Μέση ετήσια κατανομή της επιφανειακής αλατότητας των ωκεανών. Σχήμα 2.4. Επιφανειακή κατανομή της αλατότητας στην ΝΔ ακτή της Καλιφόρνιας (Ειρηνικός Ωκεανός)

16 Σχήμα 2.5. Νομόγραμμα κατανομής του συντελεστή σt με τη θερμοκρασία και την αλατότητα.