ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ

ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΑΘΗΝΩΝ ΤΜΗΜΑ ΦΥΣΙΚΟ ΤΟΜΕΑΣ ΦΥΣΙΚΗΣ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΕΙΣΑΓΩΓΗ ΣΤΗ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ Α. ΛΑΣΚΑΡΑΤΟΣ - Ν. ΚΑΛΤΣΟΥΝΙ ΗΣ Απρίλης 010

i ΠΕΡΙΕΧΟΜΕΝΑ 1. ΠΕΡΙΓΡΑΦΙΚΗ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ 1 1. ΚΥΡΙΑ ΣΥΣΤΑΤΙΚΑ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ. ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑ. 1..1 ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΤΙΚΗ ΣΤΑΘΕΡΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΣΥΣΤΑΣΗΣ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ. ΚΥΡΙΑ ΣΥΣΤΑΤΙΚΑ. 4 1..1 ΟΡΙΣΜΟΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ. 6 1.. ΠΑΛAΙΟΣ ΟΡΙΣΜΟΣ ΤΗΣ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ. ΣΧΕΣΗ ΜΕΤΑΞΥ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΚΑΙ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ 7 1..3 ΜΕΤΡΗΣΗ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΗ ΜΕΘΟ Ο MOHR-KNUDSEN. ΝΕΡΟ ΑΝΑΦΟΡΑΣ 8 1..4 ΜΕΤΡΗΣΗ ΤΗΣ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΜΕΣΩ ΤΗΣ ΜΕΤΡΗΣΗΣ ΤΗΣ ΑΓΩΓΙΜΟΤΗΤΑΣ 9 1.3 ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟΥΣ ΩΚΕΑΝΟΥΣ 1.3.1 ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ 13 1.3. ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ 16 1.3.3 ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΟ ΒΑΘΟΣ. 17 1.4 ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ. ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΑΝΟΜΗ. 1.4.1 ΠΡΟΣΤΑΤΕΥΜΕΝΑ ΚΑΙ ΑΠΡΟΣΤΑΤΕΥΤΑ ΑΝΑΣΤΡΕΦΟΜΕΝΑ ΘΕΡΜΟΜΕΤΡΑ. 1 1.4. ΘΕΡΜΟΓΡΑΦΟΙ 3 1.4.3 ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ 4 1.4.4 ΕΤΗΣΙΕΣ ΚΑΙ ΗΜΕΡΗΣΙΕΣ ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ. 8 1.4.5 ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΜΕ ΤΟ ΒΑΘΟΣ. ΜΟΝΙΜΟ ΘΕΡΜΟΚΛΙΝΕΣ. 30 1.4.6 ΕΠΟΧΙΑΚΟ ΘΕΡΜΟΚΛΙΝΕΣ 34 1.4.7 ΥΝΑΜΙΚΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ 38 1.5 Η ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ 1.5.1 Η ΚΑΤΑΣΤΑΤΙΚΗ ΕΞΙΣΩΣΗ ΤΟΥ ΘΑΛΛΑΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ 41 1.5. ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ ΤΩΝ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΝΕΡΩΝ 4 1.6 ΙΑΓΡΑΜΜΑ T-S. ΤΥΠΟΙ ΝΕΡΟΥ ΚΑΙ ΜΑΖΕΣ ΝΕΡΟΥ.

ii 1.6.1 ΙΑΓΡΑΜΜΑ T-S 46 1.6. ΤΥΠΟΙ ΝΕΡΟΥ ΚΑΙ ΣΧΗΜΑΤΙΣΜΟΣ ΤΟΥΣ 48 1.6.3 ΜΙΞΕΙΣ ΤΥΠΩΝ ΝΕΡΟΥ. ΜΑΖΕΣ ΝΕΡΟΥ 50. ΥΝΑΜΙΚΗ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ. 54. ΕΞΙΣΩΣΕΙΣ ΚΙΝΗΣΗΣ ΣΤΗΝ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ..1 ΓΕΝΙΚΑ 56.. ΥΝAΜΕΙΣ ΠΟΥ ΡΟΥΝ ΣΕ ΕΝΑ ΜΟΡΙΟ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ. ΒΑΡΥΤΗΤΑ 57..3 ΒΑΘΜΙ ΕΣ ΠΙΕΣΗΣ 58..4 ΥΝΑΜΗ CORIOLIS 60..5 ΤΡΙΒΗ 63.3 ΕΞΙΣΩΣΕΙΣ ΚΙΝΗΣΗΣ 65.4 ΕΞΙΣΩΣΕΙΣ ΙΑΤΗΡΗΣΗΣ. ΙΑΧΥΣΗ.4.1 ΕΞIΣΩΣΗ ΙΑΤΉΡΗΣΗΣ ΤΗΣ ΜΑΖΑΣ. ΕΞΙΣΩΣΗ ΣΥΝΕΧΕΙΑΣ 67.4. ΕΞΙΣΩΣΕΙΣ ΙΑΤΗΡΗΣΗΣ ΑΛΛΩΝ ΠΑΡΑΜΕΤΡΩΝ 68.4.3 ΙΑΧΥΣΗ 70.5 ΡΕΥΜΑΤΑ ΑΠΟΥΣΙΑΣ ΤΡΙΒΗΣ.5.1 Υ ΡΟΣΤΑΤΙΚΗ ΙΣΟΡΡΟΠΙΑ 74.5. Α ΡΑΝΕΙΑΚΕΣ ΚΙΝΗΣΕΙΣ 75.5.3 ΓΕΩΣΤΡΟΦΙΚΑ ΡΕΥΜΑΤΑ 77.6 ΡΕΥΜΑΤΑ ΠΑΡΟΥΣΙΑ ΤΡΙΒΗΣ.6.1 ΑΝΕΜΟΓΕΝH ΡEYΜΑΤΑ 8.6. ΜΕΤΑΦΟΡΑ ΜΑΖΑΣ ΑΝΕΜΟΓΕΝΟΥΣ ΡΕΥΜΑΤΟΣ 86.6.3 H ΕΠΙ ΡΑΣΗ ΤΟΥ ΒΥΘΟΥ 87.6.4 Η ΕΠΙ ΡΑΣΗ ΤΗΣ ΑΚΤΗΣ 90.7 ΚΥΜΑΤΑ.7.1 ΓΕΝΙΚΑ ΠΕΡΙ ΘΑΛΑΣΣΙΩΝ ΚΥΜΑΤΩΝ 95.7. ΑΠΛΟ ΗΜΙΤΟΝΟΕΙ ΕΣ ΚΥΜΑ ΙΑ Ι ΟΜΕΝΟ ΣΕ ΘΑΛΑΣΣΑ ΣΤΑΘΕΡΟΥ ΒΑΘΟΥΣ 97.7.3 ΚΥΜΑΤΑ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΣ 100.7.4 ΜΑΚΡΑ ΚΥΜΑΤΑ 100

iii.7.5 ΤΑΧΥΤΗΤΑ ΟΜΑ ΑΣ 10.7.6 ΕΣΩΤΕΡΙΚA ΚYΜΑΤΑ 103.8 ΠΑΛΙΡΡΟΙΕΣ.8.1 Η ΣΤΑΤΙΚΗ ΘΕΩΡΙΑ ΤΗΣ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ 106.8. Η ΥΝΑΜΙΚΗ ΘΕΩΡΙΑ ΤΗΣ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ 110.8.3 ΙΑ ΟΣΗ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ ΣΕ ΙΑΥΛΟ 110.8.4 ΙΑ ΟΣΗ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ ΣΕ ΚΟΛΠΟ 111.8.5 ΑΡΜΟΝΙΚΗ ΑΝΑΛΥΣΗ. ΠΡΟΓΝΩΣΗ ΤΗΣ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ 11.8.6 ΚΥΡΙΕΣ ΣΥΝΙΣΤΩΣΕΣ ΤΗΣ ΠΑΛΙΡΡΟΙΑΣ 113 3. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 114

Φυσική Ωκεανογραφία 1 1. ΠΕΡΙΓΡΑΦΙΚΗ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ 1.1 ΕΙΣΑΓΩΓΗ Οι θάλασσες ανέκαθεν προσέλκυαν το ενδιαφέρον του ανθρώπου. Τα µυστικά που κρύβονταν κάτω από την σχεδόν πάντοτε ταραγµένη επιφάνειά τους τον προκαλούσαν να τις εξερευνήσει, ενώ παράλληλα του πρόσφεραν την δυνατότητα τροφής και δρόµων προς νέους τόπους. Το αχανές της έκτασης των ωκεανών ερέθιζε την φαντασία του, και παράλληλα οι ιδιαίτερα δύσχερείς και αντίξοες συνθήκες που κυριαρχούσαν εκεί έκαναν την κατάκτησή τους πραγµατικό ανδραγάθηµα. Σήµερα, πέρα απ' όλα αυτά γνωρίζουµε την τεράστια σηµασία που έχει η θάλασσα για τη ζωή σε ολόκληρο τον πλανήτη και ειδικότερα για τον άνθρωπο. Η θάλασσα αποτελεί πολλαπλά σηµαντική πηγή ζωής για την Γη µας. Παραδείγµατος χάρη µας παρέχει την δυνατότητα σχεδόν αστείρευτης, κάτω από σωστή διαχείριση, παραγωγής τροφής, αποτελεί κύριο παράγοντα ανανέωσης του οξυγόνου που αναπνέουµε, µπορούµε να την Σχήµα 1. Οι ωκεανοί της Γης. χρησιµοποιούµε σαν µία τεράστια καταβόθρα αποβλήτων κ.λ.π.. Οµως, για την καλύτερη αξιοποίησή των δυνατοτήτων της και παράλληλα για την αποτελεσµατική προστασία της επιβάλλεται η προσεκτική και λεπτοµερής µελέτη της από κάθε άποψη.

Φυσική Ωκεανογραφία Το µεγαλύτερο ποσοστό της επιφάνειας του πλανήτη καλύπτεται από θάλασσα. Συγκεκριµµένα το 79% περίπου της επιφάνειας της Γης καλύπτεται από νερό και µόνο το 1% Σχήµα. Κατανοµή ξηράς-θάλασσας στην επιφάνεια της Γης. από ξηρά. Επίσης το µέγιστο βάθος των ωκεανών φθάνει τα 11Km (τάφρος Φιλιππίνων), ενώ το µέσο βάθος των ωκεανών υπολογίζεται σε 3800m περίπου. Ετσι η θάλασσα παρουσιάζει αντικειµενικές δυσκολίες στην µελέτη και εξερεύνησή της. Πάντως προοδευτικά ο πέπλος µυστηρίου που την καλύπτει αποσύρεται ολοένα και περισσότερο για να αποκαλύψει το µεγαλείο ενός αεικίνητου, πολυσύνθετου οργανισµού. Η µελέτη των φυσικών χαρακτηριστικών και ιδιοτήτων του θαλάσσιου νερού αποτελεί το αντικείµενο της Περιγραφικής Φυσικής Ωκεανογραφίας, ενώ η µελέτη της δυναµικής των κινήσεων και των ενεργειακών µεταβολών και ανταλλαγών αποτελούν το αντικείµενο της Σχήµα 3. Μεταβολή της µέσης στάθµης της θάλασσας µε το χρόνο.

Φυσική Ωκεανογραφία 3 υναµικής Φυσικής Ωκεανογραφίας που µαζί µε την προηγούµενη αποτελούν τους βασικούς κλάδους της Φυσικής Ωκεανογραφίας.

Φυσική Ωκεανογραφία 4 1. ΚΥΡΙΑ ΣΥΣΤΑΤΙΚΑ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ. ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ ΚΑΙ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑ. 1..1 ΠΡΟΣΕΓΓΙΣΤΙΚΗ ΣΤΑΘΕΡΟΤΗΤΑ ΤΗΣ ΣΥΣΤΑΣΗΣ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΝΕΡΟΥ. ΚΥΡΙΑ ΣΥΣΤΑΤΙΚΑ. Ήδη από τις αρχές του 19ου αιώνα παρατηρήθηκε από τους J. Murray (1818) και A. M. Marcet (1819) ότι αν και η ολική µάζα των διαλυµένων αλάτων ποικίλλει από µιά θάλασσα σε µιά άλλη (ξεπερνώντας τα 40gr στην Ερυθρά θάλασσα και πέφτοντας κάτω από 10gr αλάτων ανά Kgr νερού σε ορισµένες περιοχές της Bαλτικής θάλασσας), εντούτοις η σχετική αναλογία των κύριων συστατικών παραµένει αισθητά σταθερή (κυρίως αν δεν λάβουµε υπ όψη τα παράκτια νερά των οποίων η σύνθεση µπορεί να επηρεασθεί από την λάσπη των ποταµών ή την τήξη των πάγων ). Αυτό επιβεβαιώθηκε µετά την αποστολή του Challenger όταν ο W.Dittmar (1884) δηµοσίευσε ακριβή ανάλυση 77 δειγµάτων θαλάσσιου που είχαν ληφθεί σε διάφορα βάθη, διαφόρων σηµείων των ωκεανών. Η σταθερότητα της αναλογίας των κύριων συστατικών ονοµάζεται συχνά Νόµος του Dittmar. Στις αγγλοσαξωνικές χώρες χρησιµοποιείται επίσης η έκφραση Αρχή του Marcet. Λόγω της διαλυτικής ικανότητας του νερού τα άλατα µέσα σ αυτό βρίσκονται σε µεγάλο ποσοστό υπό µορφή ιόντων. Πίνακας 1: Κατανοµή των σηµαντικότερων ιόντων ως προς την µορφή που απαντώνται σε τυπικό θαλάσσιο νερό χλωριότητας 19.4ppt και PH 8.1 Ιόν Ελέυθερα Θειικές ιττανθρακικές Ανθρακικές ενώσεις % % ενώσεις % ενώσεις % Ca++ Mg++ Na+ K+ 91 87 99 99 8 11 1. 1 1 1 0.1-0. 0.3 - - Ιόν Ελέυθερα Ενώσεις Ca Ενώσεις Mg Ενώσεις Ενώσεις % % % Na % K % SO 4 -- 54 3 1.5 1 0.5 HCO 3-69 4 19 8 - CO 3 -- 9 7 67 17 -

Φυσική Ωκεανογραφία 5 Ειδικότερα το χλώριο (CI) βρίσκεται όλο σε µορφή ιόντων. Μόνο το 1% του ασβεστίου (Ca), το11% του µαγνησίου (Mg), το % του νατρίου (Na) και το 1% του καλλίου (K) συνδέονται µε ανιόντα. Αντίθετα πάνω από τα µισά των θειικών, το ένα τρίτο των διττανθρακικών και το 0% έως 50% των φθοριούχων ενώσεων βρίσκονται ενωµένα µε κατιόντα. Το βόριο (B) βρίσκεται κυρίως µε τη µορφή βορικού οξέως (H 3 BO 3 ) µη ιονισµένου. Βάσει των προηγουµένων, µπορούµε να πούµε ότι τα βασικά συστατικά µε εξαίρεση το βορικό οξύ είναι υπό µορφή ιόντων (5 ανιόντα και 5 κατιόντα). Η δεύτερη στήλη του επόµενου πίνακα δίνει τις επί τοις εκατό αναλογίες της ολικής µάζας των διαλυµένων αλάτων. Όλα τα άλλα συστατικά είναι εξαιρετικά σπάνια, καλούνται συνήθως ιχνοστοιχεία και αποτελούν όλα µαζί λιγότερο από 0.1% της ολικής µάζας των διαλυµένων αλάτων. Πίνακας Κατανοµή των σηµαντικότερων στοιχείων που απαντώνται σε θαλάσσιο νερό (χλωριότητας 19.4ppt) Συγκέντρωση (gr/kgr) για νερό Στοιχείο Αναλογία Αναφορά στη χλωριότητας 19.37λ % Χλωριότητα Κατά G.Dietrich (1957) Κατά F.Culkin (1965) Cl - 55.0 0.999 19.3505 19.353 SO 4 - - HCO - 3 Br - F - 7.7 0.4 0. 0.003 0.140 0.0075 0.00348 0.00007.70 0.145 0.066 0.0013.71 0.14 0.067 0.001 H 3 BO 3 0.07 0.0013 0.07 0.03 Na + 30.6 0.556 10.755 10.760 Mg + + 3.7 0.0668 1.95 1.94 Ca + + 1. 0.013 0.416 0.413 K + 1.1 0.006 0.390 0.387 Si + + 0.03 0.00041 0.013 0.008 Σηµειώνουµε ότι στους ποταµούς τα κύρια ανιόντα είναι κατά φθίνουσα σηµασία τα ιόντα τα HCO - -- 3, SO 4 και Cl - ενώ τα κύρια κατιόντα είναι τα Ca ++, Na +, Mg ++ και K +. Είναι λοιπόν δυνατόν η σύνθεση της θάλασσας να αλλοιώνεται στις περιοχές κοντά σε ποταµούς.

Φυσική Ωκεανογραφία 6 1.. ΟΡΙΣΜΟΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ. Ο όρος αυτός θα έπρεπε να καθορίζει την ολική µάζα των διαλυµένων αλάτων ανά χιλιόγραµµο θαλάσσιου νερού. υστυχώς η µάζα αυτή είναι δύσκολο να προσδιοριστεί γιατί το ξηρό υπόλοιπο που παίρνουµε µε εξάτµιση του νερού είναι εξαιρετικά υγροσκοπικό. Αν το θερµάνουµε για να απαλλαγούµε από το συγκρατούµενο νερό τότε διασπώνται τα ανθρακικά άλατα και µερικές φορές τα άλατα µαγνησίου. Μιά οµάδα ερευνητών απαρτιζόµενη από τους M. Knudsen, S.P.L. Soresen και C. Forch εφάρµοσε το 190 µιά µέθοδο κατά την οποία γινόταν αποξήρανση του δείγµατος σε ατµόσφαιρα χλωρίου στους 480 C µέχρι κάποιο σταθερό βάρος. Κατά την διεργασία αυτή οι οργανικές ουσίες αποσυντίθενται, οι ανθρακικές ουσίες µετατρέπονται σε οξείδια, οι βρωµιούχες και ιωδιούχες σε χλωριούχες. Αυτό οδήγησε στον ακόλουθο αρκετά συµβατικό ορισµό: Αλατότητα είναι η µάζα σε γραµµάρια των στερεών ουσιών που περιέχονται σε ένα χιλιόγραµµο θαλάσσιου νερού αφού µετατραπούν οι ανθρακικές ουσίες σε οξείδια, αφού αντικατασταθούν οι βρωµιούχες και ιωδιούχες ουσίες µε το ισοδύναµό τους σε χλωριούχες ουσίες και αφού οξειδωθούν οι οργανικές ουσίες. Η αλατότητα παριστάνεται µε το σύµβολο S, ενώ µονάδα µέτρησης είναι τα gr/kgr ή ppt. Η µέθοδος του S.P.L. Sorensen είναι ιδιαίτερα πολύπλοκη, µε συνέπεια η αλατότητα να µην µετριέται σχεδόν ποτέ απ ευθείας αλλά να υπολογίζεται από την χλωριότητα ή την ηλεκτρική αγωγιµότητα. Στον επόµενο πίνακα φαίνεται η µάζα σε χιλιόγραµµα των διαλυµένων σε 1m 3 θαλάσσιου νερού αλάτων, τυπικής αλατότητας για συγκεκριµµένη θερµοκρασία. Πίνακας 3 Κύρια άλατα του θαλασσίου νερού αλατότητας 35ppt και θερµοκρασίας 0 C Αλας Συγκέντρωση Kgr/m 3 NaCl 8.014 MgCl 3.81 MgSO 4 1.75 CaSO 4 1.83 K SO 4 0.816 CaCO 3 0.1 KBr 0.101 SrSO 4 0.08 H BO 3 0.08

Φυσική Ωκεανογραφία 7 1..3. ΠΑΛAΙΟΣ ΟΡΙΣΜΟΣ ΤΗΣ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ. ΣΧΕΣΗ ΜΕΤΑΞΥ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΚΑΙ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ Αν δεχτούµε ότι ο νόµος του Dittmar είναι ακριβής, αρκεί προσδιορίσουµε ένα από τα ιόντα που υπάρχουν στο θαλάσσιο νερό για να µάθουµε την ολική µάζα των διαλυµένων αλάτων (εκτός βέβαια από τα ιχνοστοιχεία). Το ιόν του Cl - αποτελεί µόνο του το 55% (βλ. πίνακα ) των διαλυµένων αλάτων και είναι εύκολο να µετρηθεί µε ακρίβεια µε την βοήθεια νιτρικού αργύρου (AgNO 3 ), o οποίος όµως παρασύρει επίσης κατά την αντίδραση το βρώµιο και τα ίχνη ιωδίου. Οι τυχόν αποκλίσεις από το νόµο του Dittmar έχουν σαν συνέπεια ένας τέτοιος προσδιορισµός της ολικής µάζας αλάτων να µην είναι απόλυτα ακριβής, αλλά η υπάρχουσα αβεβαιότητα δεν είναι κατά πάσα πιθανότητα µεγαλύτερη από εκείνη που περιέχει αυτός ο ίδιος ο ορισµός της αλατότητας. Επί πλέον εκείνο που έχει µεγαλύτερη σηµασία δεν είναι τόσο η απόλυτη τιµή της αλατότητας όσο οι διακυµάνσεις της, οι οποίες, µαζί µε τις διακυµάνσεις της θερµοκρασίας, καθορίζουν τις διακυµάνσεις της πυκνότητας που είναι βασικής σηµασίας παράµετρος στην υναµική Ωκεανογραφία. Το 190 δόθηκε ο ακόλουθος ορισµός για τη χλωριότητα: Χλωριότητα είναι η µάζα, σε γραµµάρια, των αλογόνων (εκτός από τις φθοριούχες ενώσεις που δεν κατακάθονται µε νιτρικό άργυρο) που περιέχονται σε ένα χιλιόγραµµο θαλάσσιου νερού αφού αντικατασταθούν ένα προς ένα τα ιόντα Br - και I - µε ιόντα χλωρίου Cl -. Η χλωριότητα παριστάνεται µε το σύµβολο Cl, ενώ µονάδα µέτρησης είναι και εδώ τα gr/kgr ή ppt. Η οµάδα των επιστηµόνων που αναφέρθηκε παραπάνω, προσπάθησε να συνδέσει τις παραµέτρους S και CI µε ακριβείς µετρήσεις σε 9 δείγµατα θαλάσσιου νερού, από τα οποία τα 8 προέρχονταν από την Βαλτική, την Bόρεια θάλασσα και την θάλασσα της Νορβηγίας και ένα από την Ερυθρά θάλασσα. Η ευθεία που περνούσε καλύτερα από τα πειραµατικά σηµεία είχε εξίσωση: S (ppt) = 0.030 +1.8050 Cl (ppt) (1) Αυτή η εξίσωση του 190 που προερχόταν από µετρήσεις σε εννέα µόνο δείγµατα θαλάσσιου νέρου, τα οποία είχαν ληφθεί στην επιφάνεια της θάλασσας και από τα οποία µόνο δύο ήταν πραγµατικά αντιπροσωπευτικά των ωκεάνιων νερών, χρησιµοποιήθηκε για εξήντα περίπου χρόνια. Το 1959 οι D.E. Carritt και J.H. Carpenter έδειξαν ότι η εξίσωση αυτή δεν ήταν η καλύτερη για την συσχέτηση S και CI. Το 196 µιά οµάδα εµπειρογνωµόνων πρότεινε την ακόλουθη απλούστερη σχέση: S (ppt) = 1.80655 Cl (ppt) () Η σχέση αυτή, η οποία έχει το πλεονέκτηµα για S=0 να δίνει CI=0, χρησιµοποιείται µετά από διεθνή συµφωνία από το 1967. Συµπίπτει µε την σχέση (1.1) µόνο για S=35ppt αλλά δίνει

Φυσική Ωκεανογραφία 8 παραπλήσιες τιµές για τις συνηθισµένες τιµές αλατότητας και χλωριότητας. Η διαφορά των δύο αυτών σχέσεων γίνεται αισθητή µόνο για νερά πολύ χαµηλής αλατότητας, για τα οποία ούτως ή άλλως δεν υπάρχει σταθερή σχέση S και CI λόγω των αποκλίσεων από το νόµο του Dittmar. 1..4 ΜΕΤΡΗΣΗ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΗ ΜΕΘΟ Ο MOHR- KNUDSEN. ΝΕΡΟ ΑΝΑΦΟΡΑΣ Η µέθοδος του K.F. Mohr (1856) συνίσταται στην ακόλουθη χηµική διαδικασία. Αρχικά προστίθενται µέσα στο πρός µέτρηση διάλυµα αλογόνων µερικές σταγόνες διαλύµατος χρωµικού καλίου (K CrO 4 ) που του δίνουν ελαφρά κίτρινο χρώµα. Κατόπιν επιτυγχάνεται η καθίζηση των αλογόνων (εκτός από τις φθοριούχες ουσίες) µε σταδιακή προσθήκη διαλύµατος νιτρικού αργύρου (AgNO 3 ) συµφώνως προς την αντίδραση: NaCI + AgNO AgCI + NaNO 3 3 Οταν υπάρξει περίσσεια νιτρικού αργύρου τότε έχουµε σχηµατισµό χρωµικού αργύρου (Ag CrO 4 ) κόκκινου χρώµατος κατά την αντίδραση: AgNO + K CrO Ag CrO + KNO 3 4 4 3 Η αλλαγή του χρώµατος από ανοιχτό κίτρινο σε κόκκινο σηµειώνει το τέλος της διαδικασίας. Η µέθοδος αυτή δίνει ακρίβεια της τάξης του 3x10-3 ενώ στην Ωκεανογραφία είναι απαραίτητο να γνωρίζουµε την χλωριότητα µε απόλυτο σφάλµα µικρότερο από 0.01ppt, δηλαδή σχετικό σφάλµα 5x10-4. Η ακρίβεια αυτή επιτεύχθηκε από τον M.Knudsen χάρις σε µιά ειδική προχοΐδα µε ένα ειδικό επιστόµιο, τα οποία φέρουν και το ονοµά του. Επί πλέον, ήδη από το 190 οι µετρήσεις της χλωριότητας γίνονταν σε σχετικές τιµές ως προς θαλάσσιο νερό που ονοµάζεται νερό αναφοράς, µε χλωριότητα της τάξης του 19.4ppt. Το πρότυπο αυτό νερό παρασκευάζεται στη Κοπεγχάγη και κυκλοφορεί στο εµπόριο σε σφραγισµένες αµπούλες. Με τον τρόπο αυτό αποφεύγονται τα τυχόν συστηµατικά σφάλµατα, η ακριβής συγκέντρωση του διαλύµατος νιτρικού αργύρου δεν έχει µεγάλη σηµασία και τέλος όλες οι µετρήσεις χλωριότητας είναι αµέσως συγκρίσιµες. Η µέθοδος των Mohr-Knudsen συνίσταται λοιπόν στην καθίζηση των αλογόνων διαδοχικά µέσα σε απόλυτα ίσους όγκους νερού αναφοράς και θαλάσσιου νερού, µε διάλυµα νιτρικού αργύρου τέτοιας συγκέντρωσης (λίγο µεγαλύτερης των 37gr νιτρικού αργύρου ανά λίτρο νερού), ώστε για κάθε ppt χλωριότητας να αντιστοιχούν cm 3 του διαλύµατος, οπότε µιά σταγόνα διαλύµατος αντιστοιχεί σε 0.0 ppt χλωριότητας περίπου. Έστω αντίστοιχα N και D η χλωριότητα και η πυκνότητα του νερού αναφοράς, CI και d τα ίδια µεγέθη, του θαλάσσιου δείγµατος που µελετάµε και τέλος έστω V 0 και V οι αντίστοιχοι όγκοι διαλύµατος νιτρικού

Φυσική Ωκεανογραφία 9 αργύρου που απαιτήθηκαν για την ολοκλήρωση της καθίζησης. Οι όγκοι αυτοί είναι ανάλογοι των γινοµένων της χλωριότητας επί την πυκνότητα και συνεπώς έχουµε: V V 0 = Cl d N D (3) απ όπου: V D Cl = V d N 0 (4) Στη εξίσωση (4) τα N και D είναι γνωστά, ενώ τα V και V 0 προσδιορίζονται µε µέτρηση (από την προχοΐδα). Οµως η πυκνότητα d του δείγµατος εξαρτάται από την χλωριότητά του CI. Για να µπορέσουµε λοιπόν να προσδιορίσουµε την τελευταία απαιτούνται ειδικοί πίνακες. Ο M. Knudsen κατασκεύασε τέτοιους ειδικούς πίνακες και τους συµπεριέλαβε στους Υδρογραφικούς πίνακες του. Χάρις σε διάφορες βελτιώσεις της µεθόδου που πραγµατοποιήθηκαν αργότερα έχουµε σήµερα ακρίβεια ±0.005ppt στην χλωριότητα, δηλαδή περίπου το διπλάσιο ± 0.01ppt στην αλατότητα. 1..5 ΜΕΤΡΗΣΗ ΤΗΣ ΧΛΩΡΙΟΤΗΤΑΣ ΜΕΣΩ ΤΗΣ ΜΕΤΡΗΣΗΣ ΤΗΣ ΑΓΩΓΙΜΟΤΗΤΑΣ Ηδη από το 1930 είχαν αρχίσει οι προσπάθειες να µετρηθεί η χλωριότητα µε µέτρηση της ηλεκτρικής αγωγιµότητας. Η µέθοδος αυτή αντιµετώπισε πολλές τεχνικές δυσκολίες, οι οποίες παρ όλα αυτά υπερνικήθηκαν. Σήµερα τα ηλεκτρικά αλατόµετρα (salinometers) χρησιµοποιούνται διεθνώς, η µέθοδος όµως Mohr-Knudsen παραµένει µέθοδος αναφοράς. ιάφοροι ερευνητές µελέτησαν πειραµατικά τις διακυµάνσεις της ηλεκτρικής αγωγιµότητας του θαλάσσιου νερού µε τη χλωριότητα και τη θερµοκρασία. Στο Σχήµα 4 βλέπουµε ενδεικτικά τη σχέση αγωγιµότητας-χλωριότητας, όπου µε Χ παριστάνεται η ειδική αγωγιµότητα. Οι µεταβολές της ειδικής αγωγιµότητας είναι σχεδόν γραµµικές τόσον ως προς τη χλωριότητα όσο και ως προς τη θερµοκρασία, ενώ η επίδραση των δύο αυτών παραµέτρων είναι της ίδιας τάξης. Στους 0 C η ειδική αγωγιµότητα µεταβάλλεται κατά.5% της τιµής της ανά 1ppt αλατότητας µεταξύ S=3ppt και S=39ppt, και για S=35ppt η ειδική αγωγιµότητα µεταβάλλεται κατά.1% της τιµής της ανά βαθµό Κελσίου µεταξύ 0 C και18 C. Αυτό σηµαίνει ότι για νά έχουµε ακριβή µέτρηση αλατότητας µέσω της αγωγιµότητας πρέπει να ελέγχουµε την θερµοκρασία µε ακρίβεια µεγαλύτερη του εκατοστού του βαθµού Κελσίου.

Φυσική Ωκεανογραφία 10 Σχήµα 4. ιακυµάνσεις της αγωγιµότητας του θαλάσσιου νερού σε συνάρτηση µε την χλωριότητα και την θερµοκρασία. Το πρώτο electrical conductivity meter κατασκευάστηκε το 1956 από τους K.E. Schleicher και A. Bradshaw. Σε αυτό, το θαλάσσιο νερό συγκρίνεται µε νερό αναφοράς δια µέσου µιάς γέφυρας του Kohirausch, δηλαδή γέφυρας Wheatstone πού τροφοδοτείται µε εναλλασόµενο ρεύµα συχνότητας της τάξεως των 1000Hz ώστε να αποφύγουµε την πόλωση των ηλεκτροδίων. Η διάταξη που φαίνεται και στο Σχήµα 5 είναι όσον το δυνατό συµµετρική. Τα δύο δοχεία, απολύτως όµοια, είναι βυθισµένα µέσα σε λουτρό λαδιού του οποίου η θερµοκρασία διατηρείται σταθερή µε ακρίβεια µεγαλύτερη του εκατοστού του βαθµού. Αρχίζουµε γεµίζοντας τα δύο δοχεία µε νερό αναφοράς και ενώ οι δύο αντιστάσεις R 1 και R είναι ίσες ρυθµίζουµε την αντίσταση R 3 και τους δύο πυκνωτές C 1 και C κατά τρόπο ώστε η γέφυρα να ισορροπήσει, πράγµα που διαπιστώνεται µε το αµπερόµετρο Α. Στη συνέχεια αντικαθιστούµε το νερό αναφοράς στο ένα από τα δύο δοχεία µε το νερό που µελετάµε και επαναφέρουµε την ισορροπία µε ρύθµιση µιάς από τις αντιστάσεις R 1 και R. Ο R.A. Cox τελειοποίησε την παραπάνω διάταξη (1958) αντικαθιστώντας τις αντιδράσεις R 1 και R µε ένα µετασχηµατιστή στον οποίο µπορούµε να µεταβάλλουµε τον αριθµό των σπειρών σε µία από τις πλευρές της γέφυρας (βλ. Σχήµα 6) πράγµα που µειώνει τα φαινόµενα χωρητικότητας καθώς και την φθορά. Λαµβάνοντας εξαιρετικές προφυλάξεις ως προς την καθαρότητα των ηλεκτροδίων ο Cox πέτυχε πιστότητα 0.001ppt στις µετρήσεις της αλατότητας και µάλιστα εργαζόµενος 3 ως 4 φορές ταχύτερα από ότι επιτρέπει η µέθοδος Mohr-Knudsen. Σχήµα 5. Σχηµατική παράσταση ηλεκτρικού αλατόµετρου των Scleicher και Bradsaw (1956).

Φυσική Ωκεανογραφία 11 Σχήµα 6. Σχηµατική παράσταση ηλεκτρικού σαλινοµέτρου R. Cox (1958). Επειδή τα ηλεκτρόδια αποτελούν πηγές σφαλµάτων έγιναν προσπάθειες να κατασκευαστούν τέτοιες συσκευές χωρίς ηλεκτρόδια, οι οποίες να λειτουργούν µε επαγωγή. Η πρώτη συσκευή αυτού του τύπου η οποία έδωσε ικανοποιητικά αποτελέσµατα είναι του N.L. Brown και B.V. Hamon (1961), η οποία όχι µόνο δεν περιέχει ηλεκτρόδια, αλλά επί πλέον δεν χρειάζεται θερµοστάτη, πράγµα το οποίο επέτρεψε την σηµαντική µείωση του όγκου και του βάρους της συσκευής. Ένας µετασχηµατιστής Τ 1 (βλ. Σχήµα 7) που τροφοδοτείται µε εναλλασόµενη τάση των 10KHz δηµιουργεί λόγω επαγωγής ηλεκτρικό πεδίο µέσα σε δακτύλιο θαλάσσιου νερού και από αυτό ηλεκτρικό ρεύµα του οποίου η ένταση εξαρτάται από την αγωγιµότητα του νερού. Το επαγωγικό αυτό ρεύµα δηµιουργεί µε την σειρά του µιά τάση στα άκρα του δευτερεύοντος ενός άλλου µετασχηµατιστή Τ µέσα από ένα άλλο κύκλωµα το οποίο περιλαµβάνει δύο ρυθµιζόµενες αντιστάσεις R 1 και R η µιά εν σειρά και η άλλη παράλληλα, καθώς και ένα θερµίστορ R τ βυθισµένο στο νερό. Το κύκλωµα είναι τέτοιο ώστε η τάση που δίνει στο δευτερεύοντα µετασχηµατιστή Τ είναι αντίθετη από εκείνη που επάγεται από το ρεύµα που διαρρέει το δακτύλιο του θαλάσσιου νερού. Ρυθµίζουµε τις δύο Σχήµα 7. Σχηµατική παράσταση του επαγωγικού σαλινόµετρου των N.L. Brown και B.V. Hamon (1961) αντιστάσεις R 1 και R ώστε το κύκλωµα να αντισταθµίζεται πλήρως και η γέφυρα να ισορροπεί. Χάρις στο θερµίστορ R τ η ρύθµιση αυτή παραµένει ανεξάρτητη της θερµοκρασίας του νερού µέσα σε αρκετά εκτεταµένη περιοχή της τάξης των ± C µε ±3 C. Η συσκευή ρυθµίζεται µε νερό αναφοράς και υπολογίζουµε την χλωριότητα και συνεπώς την αλατότητα του δείγµατος από τις διακυµάνσεις των αντιστάσεων R 1 και R που απαιτούνται για να µηδενίσουµε την τάση στα άκρα του δευτερεύοντος του T. Οι πυρήνες των δύο

Φυσική Ωκεανογραφία 1 µετασχηµατιστών T 1 και T είναι οµοαξονικοί (βλ. Σχήµα 8). Οι δύο αυτοί µετασχηµατιστές είναι µαγνητικά αποµονωµένοι µεταξύ τους και είναι βυθισµένοι µέσα σε πλαστικό. Το όλο σύστηµα αποτελεί ένα είδος δακτυλίου του οποίου το ύψος είναι της αυτής τάξης µε την διάµετρο και ο οποίος είναι βυθισµένος µέσα στο υπό µελέτη δείγµα. Οι γραµµές του ηλεκτρικού πεδίου που επάγεται µέσα στο νερό από τις µεταβολές τάσης στα άκρα του πρωτεύοντος του T 1 έχουν την µορφή που φαίνεται στο σχήµα. Αυτές οι γραµµές είναι που καθορίζουν τον δακτύλιο του θαλάσσιου νερού που αναφέραµε πιο πάνω. Σχήµα 8. υναµικές γραµµές του επαγόµενου ηλεκτρικού πεδίου (διακεκοµένες) που καθορίζουν το δακτύλιο του θαλάσσιου νερού. Εδώ και µια δεκαετία περίπου υπάρχουν όργανα που βασίζονται πάνω στην ίδια αρχή µε τα σαλινόµετρα αλλά λειτουργούν επί τόπου (in situ) µετρώντας την αγωγιµότητα του νερού στην θέση που βρίσκονται βυθισµένα. Τα όργανα αυτά δίνουν µέσα από ηλεκτροφόρο σύρµα την αγωγιµότητα (που µετριέται από επαγωγική κυψέλη), την θερµοκρασία (που µετριέται µέσα από αντίσταση σύρµατος πλατίνας) και το βάθος (µετρώντας την πίεση). Η αγωγιµότητα εξαρτάται στην περίπτωση αυτή εκτός από την θερµοκρασία και την αλατότητα και από την πίεση. Τα σηµερινά τεχνικά µέσα επιτρέπουν την διόρθωση της ακατέργαστης τιµής της αγωγιµότητας λόγω της επίδρασης της θερµοκρασίας και της πίεσης και την λήψη απ ευθείας της τιµής της αλατότητας. Τα όργανα αυτά ονοµάζονται διεθνώς STD (Salinity-Temperature-Depth).

Φυσική Ωκεανογραφία 13 1.3 ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟΥΣ ΩΚΕΑΝΟΥΣ 1.3.1 ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ Η επιφανειακή αλατότητα των ωκεανών είναι συνάρτηση κυρίως: 1. των φαινοµένων εξάτµισης και της βροχόπτωσης τα οποία συγκεντρώνουν ή αντίθετα αραιώνουν τα επιφανειακά νερά και. των φαινοµένων ανάµιξης των επιφανειακών στρωµάτων νερού µε τα υπόλοιπα στρώµατα. Τα νερά των ποταµών είναι επίσης δυνατόν να επηρεάσουν τις παράκτιες περιοχές. Τέλος η τήξη και ο σχηµατισµός των πάγων παίζουν ρόλο στις πολικές περιοχές. Το Σχήµα 9 (κατά τον G. Wust, 1954) παριστάνει τις µεταβολές της εξάτµισης E, της Σχήµα 9. ιακυµάνσεις µε το γεωγραφικό πλάτος της εξάτµισης E, της βροχόπτωσης P, της διαφοράς τους (E-P) και της επιφανειακής αλατότητας. βροχόπτωσης P και της διαφοράς Ε-P (όλες σε cm/έτος), καθώς και της επιφανειακής αλατότητας S, µε το γεωγραφικό πλάτος. Παρατηρούµε ότι µεταξύ 40 Ν και 60 S οι µεταβολές της αλατότητας S ακολουθούν από κοντά τις µεταβολές της διαφοράς Ε-P. Η επιφανειακή αλατότητα είναι µέγιστη στις υποτροπικές περιοχές, όπου η εξάτµιση είναι πολύ µεγαλύτερη των βροχοπτώσεων. Ελαττώνεται στις ισηµερινές περιοχές και στα µεγάλα πλάτη όπου συµβαίνει το αντίθετο.

Φυσική Ωκεανογραφία 14 Ο παραλληλισµός αυτός µεταξύ της τιµής της επιφανειακής αλατότητας και της διαφοράς Ε-P επέτρεψε στον G. Wust να διατυπώσει τις παρακάτω σχέσεις: S (ppt) = 34.47+ 0.0150 (E-P) (cm/year) µεταξύ 70 Ν και 10 Ν S (ppt) = 34.9 + 0.015 (E-P) (cm/year) µεταξύ 10 Ν και 80 S. Ο A.Defant επιχείρησε να ερµηνεύσει αυτές τις σχέσεις που είναι της µορφής: S O = S Z + K (E-P) παρατηρώντας ότι το S Z αντιπροσωπεύει κατά προσέγγιση την µέση αλατότητα την παρατηρούµενη µεταξύ 400m και 600m στο υπό εξέταση γεωγραφικό πλάτος. Εποµένως ο παράγοντας Κ δίνει το µέτρο του µεγέθους των κατακόρυφων αναµίξεων. Σχήµα 10. Μέση ετήσια κατανοµή της διαφοράς (E-P) στην επιφάνεια της γης και οι κυριώτερες βασικές διευθύνσεις µεταφοράς των υδρατµών µέσα σην ατµόσφαιρα κατά G. Dietrich. Το Σχήµα 10 δίνει την µέση ετήσια κατανοµή της διαφοράς Ε-P στην επιφάνεια της γης (καθώς και τις κυριώτερες διευθύνσεις µεταφοράς των υδρατµών στην ατµόσφαιρα). Βλέπουµε και πάλι σαφώς το γεγονός ότι είναι κυρίως στις υποτροπικές περιοχές που η εξάτµιση υπερισχύει των βροχοπτώσεων. Η ατµοσφαιρική κυκλοφορία µεταφέρει τους υδρατµούς αυτούς προς την ισηµερινή ζώνη και προς τα µεγαλύτερα πλάτη όπου µε την συµπύκνωση τους δίνουν θερµική ενέργεια στην ατµόσφαιρα και όπου µε την πτώση τους υπό µορφή βροχής ελαττώνουν την επιφανειακή αλατότητα των ωκεανών. Το γεγονός ότι η µέση τιµή της επιφανειακής αλατότητας (καθώς και της επιφανειακής θερµοκρασίας) παραµένει σταθερή από χρόνο σε χρόνο οφείλεται στην κυκλοφορία των ωκεανών η οποία έρχεται να αντισταθµίσει κατά κάποιον τρόπο την επίδραση της γεωγραφικής κατανοµής των ανταλλαγών νερού µεταξύ ωκεανών και ατµόσφαιρας.

Φυσική Ωκεανογραφία 15 Το Σχήµα 11 δίνει την µέση τιµή της επιφανειακής αλατότητας των ωκεανών. Όπως διαπιστώνουµε η κατανοµή τους τείνει να είναι ζωνική. Σχήµα 11. Μέσες ετήσιες τιµές της επιφανειακής αλατότητας των ωκεανών. Σχήµα 1. Αποκλίσεις της επιφανειακής αλατότητας από µία νορµαλοποιηµένη ζωνική κατανοµή Στο Σχήµα 1 δίνονται, σύµφωνα µε τον Dietrich (1950), οι αποκλίσεις από µιά νορµαλοποιηµένη ζωνική κατανοµή όπου η αλατότητα σε κάθε πλάτος, κυµαινόµενη µεταξύ 35.1ppt στον Ισηµερινό και 33.9ppt σε πλάτη µεγαλύτερα των 55, θεωρήθηκε ίση µε την µέση τιµή της παρατηρούµενης επιφανειακής αλατότητας στο εκάστοτε πλάτος στο Νότιο ηµισφαίριο του οποίου πλέον του 80% της επιφανειάς του καλύπτεται από ωκεανό. Μεταξύ των περιοχών ελαχίστης αλατότητας διακρίνουµε: Τις ισηµερινές περιοχές (µεγάλων βροχοπτώσεων ): κόλπος του Παναµά, κόλπος της Γουινέας, κόλπος της Βεγγάλης και Νότιο-ανατολική Ασία.

Φυσική Ωκεανογραφία 16 Τις παράκτιες περιοχές που γειτονεύουν µε τις εκβολές µεγάλων ποταµών: Ρίο ντε λα Πλάζα, δέλτα του Αµαζονίου και του Αγίου Λαυρεντίου, Βαλτική θάλασσα, Μαύρη θάλασσα. Αρκτικός Ωκεανός και θάλασσες που γειτονεύουν. Αντίθετα η επιφανειακή αλατότητα είναι µέγιστη στις περιοχές του Ινδικού Ωκεανού και του Ατλαντικού Ωκεανού. Τα επιφανειακά νερά του Ειρηνικού Ωκεανού έχουν σαφώς µικρότερη επιφανειακή αλατότητα από τα νερά του Ατλαντικού Ωκεανού κυρίως στο Βόρειο ηµισφαίριο. Αυτό εξηγείται ως εξής: Οι υδρατµοί που σχηµατίζονται πάνω από τον Ατλαντικό Ωκεανό διοχετεύονται χωρίς δυσκολία από τα ατµοσφαιρικά ρεύµατα και περνούν µάλιστα χάρις στους Αλιγείς ανέµους πάνω από τον Ειρηνικό όπου συµβάλλουν στις µεγάλες βροχοπτώσεις του κόλπου του Παναµά (Σχήµα 10). Αντίθετα η διοχέτευση των υδρατµών που σχηµατίζονται πάνω από τον Ειρηνικό εµποδίζεται στην ανατολική πλευρά του από τις οροσειρές των δυτικών ακτών της Βόρειας και Νότιας Αµερικής µε συνέπεια να έχουµε βροχές και ελάττωση της αλατότητας κατά µήκος των ακτών αυτών. 1.3. ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ Οι διακυµάνσεις της επιφανειακής αλατότητας των ωκεανών είναι συνδεδεµένες µε τις διακυµάνσεις της διαφοράς E-P, και είναι γενικά µικρές. Οι ετήσιες διακυµάνσεις έχουν πλάτος µικρότερο του 0.5ppt (0.ppt κατά µέσο όρο για τον Βόρειο Ατλαντικό σύµφωνα µε τον J. Smed, 1943), πλήν µερικών εξαιρέσεων. Μεταξύ αυτών διακρίνουµε: Τις υποπολικές περιοχές όπου η τήξη των πάγων ελαττώνει σηµαντικά την αλατότητα το καλοκαίρι. Έτσι στην περιοχή της Νέας Γης το πλάτος της ετήσιας διακύµανσης της επιφανειακής αλατότητας φτάνει το 0.7ppt µε µέγιστο αλατότητας τον Φεβρουάριο-Μάρτιο. Από την Νέα Γη προς τις Ασσόρες το πλάτος της ετήσιας διακύµανσης της επιφανειακής αλατότητας µειώνεται για να φτάσει 0.01ppt κοντά στις Ασσόρες. Συγχρόνως παρατηρούµε µιά καθυστέρηση φάσης στον χρόνο µε τον µέγιστο της αλατότητας να παρατηρείται όλο και πιο αργά (Σεπτέµβριο-Οκτώβριο στις Ασσόρες). Κατά τον G. Neumann (1900) οι διακυµάνσεις της επιφανειακής αλατότητας σ αυτήν την περιοχή του Βόρειου Ατλαντικού έχουν χαρακτήρα αποσβεννυµένης φθίνουσας ταλάντωσης η οποία κινείται νότιο-ανατολικά. Ο ίδιος υπολόγισε µιά µέση τιµή για τον συντελεστή οριζόντιας ανάµιξης των νερών αυτών. Το παράδειγµα αυτό δείχνει ότι σε ορισµενες περιοχές οι διακυµάνσεις της επιφανειακής αλατότητας είναι περισσότερο συνδεδεµένες µε την ωκεάνιο κυκλοφορία και τα φαινόµενα µίξης παρά µε τις διακυµάνσεις της ποσότητας E-P.

Φυσική Ωκεανογραφία 17 Τις περιοχές όπου οι βροχοπτώσεις υπόκεινται σε µεγάλη ετήσια διακύµανση όπως παραδείγµατος χάρη οι περιοχές των µουσώνων. Έτσι στον κόλπο της Βεγγάλης και στην Νότιοανατολική Ασία οι ετήσιες διακυµάνσεις της επιφανειακής αλατότητας µπορούν να φτάσουν τα 3ppt. Είναι επίσης σηµαντικές στο Βορειοανατολικό µέρος του Ειρηνικού και στον κόλπο του Παναµά. Τις περιοχές που βρίσκονται κοντά στις εκβολές µεγάλων ποταµών των οποίων η παροχή υφίσταται σηµαντικές ετήσιες διακυµάνσεις. Έτσι στο Σκάγιερακ το πλάτος της ετήσιας διακύµανσης της επιφανειακής αλατότητας φτάνει τα 5ppt. Όσον αφορά στις ηµερήσιες διακυµάνσεις είναι ασήµαντες µε εξαίρεση την ελάττωση της αλατότητας που προκαλείται από ισχυρές βροχοπτώσεις οπότε η επιφανειακή αλατότητα µπορεί να ελαττωθεί κατά πολλά δέκατα ppt κατά την διάρκεια της βροχόπτωσης, αλλά ξαναπαίρνει την αρχική της τιµή (µε προσέγγιση ενός δεκάτου ppt) λίγες ώρες µετά το τέλος της βροχής, πράγµα που οφείλεται στις µίξεις των επιφανειακών νερών µε τα στρώµατα που βρίσκονται κάτω από αυτά. Σχήµα 13. Παραδείγµατα διακυµάνσεων της αλατότητας µε το βάθος στα µικρά ή µέσα και στα µεγάλα γεωγραφικά πλάτη, στον Ατλαντικό και στον Ειρηνικό ωκεανό. 1.3.3 ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΜΕ ΤΟ ΒΑΘΟΣ. Μιά αύξηση της αλατότητας όπως επίσης και µιά ελάττωση της θερµοκρασίας έχουν σαν συνέπεια αύξηση της πυκνότητας. Θα µπορούσε λοιπόν να σκεφθεί κανείς ότι όπως η

Φυσική Ωκεανογραφία 18 θερµοκρασία των θαλάσσιων νερών ελαττώνεται γενικά µε το βάθος έτσι και η αλατότητα αυξάνει µε το βάθος. Aυτό συµβαίνει πραγµατικά στις πολικές περιοχές όπου η θερµοβαθµίδα είναι µικρή, αλλά στα µέσα και στα µικρά πλάτη η ελάττωση της θερµοκρασίας αρκεί για την κατακόρυφη σταθερότητα των νερών, οπότε ακόµα και η ελάττωση της αλατότητας µε το βάθος δεν επιδρά στην σταθερότητα της υδάτινης στήλης. Στην πραγµατικότητα η αλατότητα εξαρτάται κυρίως από την κυκλοφορία των ωκεανών. Σχήµα 14. Παράδειγµα διακύµανσης της αλατότητας µε το βάθος στην Ισηµερινή περιοχή του Ειρηνικού ωκεανού. Έτσι στον Ατλαντικό µεταξύ 0 βόρειο πλάτος και 45 νότιο πλάτος βρίσκουµε ένα στρώµα που εµφανίζει ένα ελάχιστο αλατότητας γύρω στα 700m-800m βάθος. Το στρώµα αυτό ονοµάζεται ενδιάµεση υποανταρκτική θαλάσσια µάζα και σχηµατίζεται στο ύψος της υποανταρκτικής σύγκλισης. Ανάλογο στρώµα ελάχιστου αλατότητας ανταρκτικής προέλευσης υπάρχει και στον Ειρηνικό και στον Ινδικό αλλά εµφανίζει λιγότερο έντονα χαρακτηριστικά (Σχήµα 13). Αντιστρόφως είναι δυνατή η ύπαρξη στρωµάτων µεγίστης αλατότητας. Τέτοια είναι η περίπτωση των νερών της Μεσογείου που χύνονται στον Ατλαντικό από το στένωµα του Γιβραλτάρ και διαχέονται σε βάθος 1000m περίπου. Άλλο παράδειγµα: Στις τροπικές και υποτροπικές περιοχές υπάρχει συνήθως ένα µέγιστο αλατότητας το οποίο εµφανίζεται σε βάθος 50-150 µέτρων και το οποίο συµπίπτει πάντοτε µε το πάνω µέρος του θερµοκλινούς,

Φυσική Ωκεανογραφία 19 στρώµατος έντονης µεταβολής της θερµοκρασίας µε το βάθος που θα εξηγηθεί στο επόµενο κεφάλαιο, (Σχήµα 14). Στο Σχήµα 15 δίνονται διάφορες κατανοµές της αλατότητας µε το βάθος. Στα βάθη τα µεγαλύτερα των 000m. τα νερά των ωκεανών εµφανίζουν οµοιογένεια τόσο όσον αφορά στην αλατότητα όσο και στην θερµοκρασία (εξαίρεση αποτελούν µερικές ειδικές περιπτώσεις Σχήµα 16. Συχνότητα κατανοµής σε σχετικές τιµές της αλατότητας των θαλάσσιων νερών. Σχήµα 15. Κατακόρυφη κατανοµή της αλατότητας σε διάφορους σταθµούς. Η γεωγραφική θέση των σταθµών φαίνεται στο σχήµα. όπως π.χ. η Μεσόγειος για την οποία θα επανέλθουµε). Εντούτοις έχουµε µικρές διαφορές στην αλατότητα µεταξύ βαθιών νερών διαφορετικής προέλευσης. Έτσι π.χ. στον Ατλαντικό ωκεανό τα βαθιά ανταρκτικά νερά έχουν αλατότητα λίγο µεγαλύτερη του 34.9ppt (και θερµοκρασία µεταξύ C και 4 C). Το Σχήµα 16 δίνει κατά τον R.B. Montgomery (1958) την συχνότητα κατανοµής σε σχετικές τιµές των αλατοτήτων των θαλάσσιων νερών στην περιοχή 34.0ppt-35.ppt. Τα νερά µε χαµηλότερες ή υψηλότερες αλατότητες συµµετέχουν µε ασήµαντο ποσοστό. Οι µέσες αλατότητες των ωκεανών είναι: 34.6ppt για τον Ειρηνικό 34.76ppt για τον Ινδικό

Φυσική Ωκεανογραφία 0 34.90ppt 34.7ppt για τον Ατλαντικό για τον Παγκόσµιο ωκεανό.

Φυσική Ωκεανογραφία 1 1.4 ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ. ΜΕΤΡΗΣΕΙΣ ΚΑΙ ΚΑΤΑΝΟΜΗ. Η θερµοκρασία µαζί µε την αλατότητα αποτελούν τις δύο πιο χαρακτηριστικές παραµέτρους του θαλάσσιου νερού. Μπορούν δε και οι δύο να θεωρηθούν ως συντηρητικές ιδιότητες των θαλάσσιων νερών. Με εξαίρεση το επιφανειακό στρώµα των ωκεανών, όπου οι θερµικές ανταλλαγές µε την ατµόσφαιρα επηρεάζουν σηµαντικά τις δύο αυτές παραµέτρους, τίποτα δεν µπορεί να µεταβάλει αισθητά τις τιµές της θερµοκρασίας και της αλατότητας όταν τα νερά εγκαταλείψουν τα επιφανειακά στρώµατα, παρά µόνον τα φαινόµενα µίξης, τα οποία µπορούµε εποµένως να µελετήσουµε παρακολουθώντας την εξέλιξη των δύο αυτών παραµέτρων. Επιπλέον στη υναµική Ωκεανογραφία είναι σηµαντικό να γνωρίζει κανείς την κατανοµή των πυκνοτήτων, οι οποίες είναι καθοριστικές για την µετακίνηση των θαλάσσιων µαζών. Οµως η πυκνότητα είναι συνάρτηση της θερµοκρασίας, της αλατότητας και της πίεσης, δηλαδή του βάθους. 1.4.1 ΠΡΟΣΤΑΤΕΥΜΕΝΑ ΚΑΙ ΑΠΡΟΣΤΑΤΕΥΤΑ ΑΝΑΣΤΡΕΦΟΜΕΝΑ ΘΕΡΜΟΜΕΤΡΑ. Η ακριβής µέτρηση της θερµοκρασίας της θάλασσας στα διάφορα βάθη έγινε δυνατή χάρις στην εφεύρεση από τους H. Negretti και J.W. Zambra (1874), των αναστρεφόµενων θερµοµέτρων τα οποία όπως το ονοµά τους δείχνει αναστρέφονται in situ, στο βάθος που θέλουµε να µετρηθεί η θερµοκρασία. Έκτοτε το αναστρεφόµενο θερµόµετρο βελτιώθηκε και δίνει σήµερα ακρίβεια 0.01 C. Σχήµα 17. Αρχή λειτουργίας του αναστρεφόµενου θερµόµετρου. Η αρχή του είναι η εξής: Xάρη σε ένα στένωµα και ένα είδος απόφυσης του τριχοειδή σωλήνα (Σχήµα 17) η υδραργυρική στήλη κόβεται πάντοτε στο ίδιο σηµείο κατά την αναστροφή του θερµοµέτρου. Αυτός ο αποκοµµένος όγκος υδραργύρου χρησιµεύει στην ανάγνωση της θερµοκρασίας στην επιφάνεια, πάνω στο πλοίο. Ένα βοηθητικό (δευτερεύον) θερµόµετρο, που δεν φαίνεται στο σχήµα, επιτρέπει την διόρθωση αυτού του όγκου σε συνάρτηση µε την διαφορά θερµοκρασίας ανάµεσα στην στιγµή της αναστροφής και στη στιγµή της ανάγνωσης. Ένα είδος παγίδας (σιφώνιο) παγιδεύει τον υδράργυρο που θα µπορούσε να περάσει από το

Φυσική Ωκεανογραφία σηµείο αποκοπής λόγω της διαστολής που παθαίνει κατά την άνοδο ο υδράργυρος που βρίσκεται στο κύριο δοχείο του θερµοµέτρου (ρεζερβουάρ) από την υδροστατική πίεση η οποία διαφορετικά θα προκαλούσε συµπίεση του δοχείου και εποµένως φαινοµενική αύξηση της θερµοκρασίας. Το διάστηµα που υπάρχει ανάµεσα στο δοχείο και το προστατευτικό περίβληµα είναι γεµάτο µε υδράργυρο για να επιτρέπει την θερµική επαφή. Παρ όλα αυτά η θερµική αδράνεια του οργάνου παραµένει σηµαντική µε συνέπεια να χρειάζεται γύρω στα 0 λεπτά αναµονής in situ προτού σταθεροποιηθεί τελείως οπότε και µπορεί να αναστραφεί. Τα αναστρεφόµενα θερµόµετρα τοποθετούνται συνήθως πάνω στις δειγµατολειπτικές φιάλες θαλάσσιου νερού, οι οποίες µε την σειρά τους είναι προσδεµένες, σε µεταλλικό σύρµα που εξαρτάται από ένα βίντσι. Υπάρχουν διάφοροι τύποι δειγµατολειπτικών φιαλών, τις οποίες δεν θα περιγράψουµε εδώ. Ορισµένες αναστρέφονται µαζί µε το θερµόµετρο άλλες πάλι είναι εφοδιασµένες µε ένα πλαίσιο που περιέχει το θερµόµετρο το οποίο είναι και το µόνο που αναστρέφεται, ενώ η φιάλη κρατάει την αρχική της θέση. Και στις δύο περιπτώσεις το κλείσιµο της φιάλης και η αναστροφή των θερµοµέτρων προκαλούνται από την άφιξη ενός δροµέα ο οποίος είναι δεµένος πάνω στο σύρµα και έτσι όταν τον αφήσουµε γλιστρά κατά µήκος του µε ταχύτητα περίπου 00m ανά λεπτό. Το κλείσιµο της φιάλης και η αναστροφή των θερµοµέτρων της απελευθερώνει ένα δεύτερο δροµέα, που έχει προσδεθεί εξ αρχής στην φιάλη, ο οποίος θα αναστρέψει τη δεύτερη φιάλη που βρίσκεται κάτω από την πρώτη και ούτω καθ εξής. Είναι δυνατόν λοιπόν να προστεθούν πάνω στο σύρµα διάφορες φιάλες σε τακτά διαστήµατα η µία από την άλλη και να πάρουµε έτσι δείγµατα από διάφορα βάθη καθώς και τις αντίστοιχες θερµοκρασίες. Η ιεθνής Οµοσπονδία Φυσικής Ωκεανογραφίας καθόρισε το 1936 τα λεγόµενα Standard βάθη στα οποία όλοι οι Ωκεανογράφοι καλούνται να κάνουν δειγµατοληψίες και παρατηρήσεις, και τα οποία είναι τα ακόλουθα: Επιφάνεια, 10m, 0m, 30m, 50m, 70m, 100m, 150m, 00m, (50m), 300m, 400m, 500m, 600m, (700m), 800m, 1000m, 100m, 1500m, 000m, 500m, 3000m, 4000m και σε συνέχεια ανά 1000 µέτρα µέχρι τον βυθό. Τα βάθη που αναγράφονται σε παρένθεση είναι προαιρετικά. Το σύνολο αυτών των δειγµατολειψιών και ο καθορισµός των αντιστοίχων θερµοκρασιών αποτελούν τα βασικά στοιχεία ενός υδρολογικού σταθµού που είναι η πιο κλασσική επιχείρηση στην Φυσική Ωκεανογραφία. Καµιά φορά, είτε λόγω ανέµων, είτε λόγω ρευµάτων συµβαίνει το υδρολογικό σύρµα να εµφανίζει µεγάλη κλίση, µερικές φορές µεγαλύτερη των 45, οπότε τα πραγµατικά βάθη στα οποία βρίσκονται οι φιάλες δεν αντιστοιχούν µε το µήκος του σύρµατος που έχει ξετυλιχτεί και το οποίο µετριέται µε την βοήθεια µετρητικής τροχαλίας. Για να προσδιοριστούν τα

Φυσική Ωκεανογραφία 3 πραγµατικά βάθη που βρίσκονται οι φιάλες χρησιµοποιούµε αναστρεφόµενα θερµόµετρα των οποίων το κύριο δοχείο υδραργύρου δεν προστατεύεται από την υδροστατική πίεση. Τα θερµόµετρα αυτά ονοµάζονται µη προστατευµένα θερµόµετρα. Ένα καλιµπράρισµα (βαθµονόµηση) που γίνεται από τον κατασκευαστή επιτρέπει τον υπολογισµό του πραγµατικού βάθους από την φαινοµενική αύξηση της θερµοκρασίας που προκαλείται από την υδροστατική πίεση και η οποία είναι της τάξης του 1 C για κάθε 100m βάθους. Συνήθως τοποθετούµε ένα µη προστατευόµενο θερµόµετρο, επί πλέον του προστατευµένου, στις φιάλες που ποντίζονται στο µέγιστο και στο ελάχιστο βάθος, εκτός αν το τελευταίο είναι µικρότερο των 00m, καθώς και σε ορισµένα ενδιάµεσα βάθη. Έτσι υπολογίζονται τα βάθη µε ακρίβεια 5m περίπου µέχρι βάθους 1000m και µε ακρίβεια 5λ για µεγαλύτερα βάθη. 1.4. ΘΕΡΜΟΓΡΑΦΟΙ Ο πρώτος θερµογράφος στην ωκεανογραφία κατασκευάστηκε από τον A.P. Spihaus το 1938. Ονοµάζεται δε βαθυθερµογράφος γιατί δίνει τις διακυµάνσεις της θερµοκρασίας µε το βάθος. Η καταγραφή της καµπύλης T=f(z) γίνεται πάνω σε πλάκα η οποία έχει λεπτό στρώµα χρυσού στην µία της πλευρά. Oι συνιθισµένες διαστάσεις της πλάκας είναι.6cmx4.6cm. Ο βαθυθερµογράφος µπορεί να χρησιµοποιηθεί ενώ το πλοίο κινείται. Η ακρίβειά του δεν είναι πολύ µεγάλη, ±0. C στην καλύτερη περίπτωση ως προς την θερµοκρασία και 1% της ολικής κλίµακας βάθους, που είναι συνήθως της τάξης των 100m ή 00m, ως προς το βάθος. εν είναι λοιπόν δυνατό να χρησιµοποιηθεί για τον προσδιορισµό της πυκνότητας. ίνει όµως µιά καλή εικόνα των διακυµάνσεων της θερµοκρασίας µε το βάθος στα πάνω στρώµατα των ωκεανών, εκεί δηλαδή που οι διακυµάνσεις είναι πιο σηµαντικές και όπου η γνώση της θερµοκρασίας στα στάνταρ βάθη δεν επαρκεί. Η γραφίδα συνδέεται µε ένα µανοµετρικό δοχείο (δοχείο Bourdon) (Σχήµα 18) και µε το άκρο µακρού χάλκινου σωλήνα εξαιρετικά λεπτού, µήκους περίπου 10m, εξωτερικής διαµέτρου περίπου 1mm και εσωτερικής της τάξης των 0.5mm, που είναι τυλιγµένος ελικοειδώς και περιέχει ένα υγρό που έχει µεγάλο συντελεστή θερµικής διαστολής, όπως π.χ. το ξυλένιο. Χρησιµοποιούνται επίσης θερµογράφοι ηλεκτρικής αντίστασης, συνήθως πλατίνας. Πράγµατι η αντίσταση ενός µετάλλου αυξάνει µε την θερµοκρασία και αρκεί κατ αρχήν η ενσωµάτωση ενός τέτοιου µετρητή σε µία γέφυρα Wheatstone και η καταγραφή µετά από ενίσχυση των διακυµάνσεων του ρεύµατος που προκαλούνται στην γέφυρα λόγω µεταβολής της θερµοκρασίας.

Φυσική Ωκεανογραφία 4 Σχήµα 18. Σχηµατική παράσταση και τοµή ενός βαθυθερµογράφου. Η µέθοδος αυτή έγινε ακόµα πιο πρακτική µε τη χρησιµοποίηση thermistors (θερµίστορς), ηµιαγωγών των οποίων η αντίσταση ελαττώνεται όταν αυξάνει η θερµοκρασία και για τους οποίους ο θερµικός συντελεστής είναι περίπου 10 φορές µεγαλύτερος απ ότι στην πλατίνα. Πετυχαίνουµε έτσι ευαισθησίες της τάξης των 0.001 C. 1.4.3 ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ Η επιφανειακή θερµοκρασία των ωκεανών είναι συνάρτηση: 1. Της ηλιακής ακτινοβολίας, η οποία είναι η πηγή της ενέργειας. Των θερµικών ανταλλαγών µεταξύ ατµόσφαιρας και ωκεανών οι οποίες µοιράζουν την ενέργεια αυτή µεταξύ θάλασσας και αέρα. 3. Των φαινοµένων µίξης ανάµεσα στα επιφανειακά νερά και τα από κάτω στρώµατα τα οποία κατανέµουν σε βάθος το µέρος της ηλιακής ενέργειας που απορροφά ο ωκεανός. Όσον αφορά την ηλιακή ακτινοβολία και την απορρόφησή της από τα θαλάσσια νερά θα αρκεστούµε να αναφέρουµε σε γενικές γραµµές ότι: η ηλιακή ενέργεια στην επιφάνεια της θάλασσας ελαττώνεται όταν το πλάτος αυξάνεται ( καµπύλη Q S, Σχήµα 19) ) η ηλιακή ενέργεια στην επιφάνεια της θάλασσας αυξάνεται το καλοκαίρι και µειώνεται το χειµώνα. κατά µέσο όρο ποσοστό 10% της προσπίπτουσας ηλιακής ενέργειας ανακλάται από την επιφάνεια της θάλασσας. Τέλος λόγω της µεγάλης απορρόφησης από το νερό των µεγάλων µηκών κύµατος, το µεγαλύτερο µέρος της ηλιακής ενέργειας που µπαίνει στην θάλασσα, απορροφάται στα πρώτα λίγα µέτρα.

Φυσική Ωκεανογραφία 5 Όσον αφορά τις θερµικές ανταλλαγές ωκεανών-ατµόσφαιρας διακρίνουµε τρία είδη: Ανταλλαγές µε υπέρυθρη ακτινοβολία (θερµική ακτινοβολία). Το Σχήµα 19 δίνει τις διακυµάνσεις µε το πλάτος της ηλιακής ακτινοβολίας Q S στην επιφάνεια της θάλασσας και της θερµικής ακτινοβολίας Q N που εκπέµπει η επιφάνεια της θάλασσας. Ανταλλαγές µε εξάτµιση, οι οποίες αποτελούν σηµαντική απώλεια για τους ωκεανούς κυρίως στα πλάτη µικρότερα των 40 (καµπύλη Q E, Σχήµα 19). Ανταλλαγές µε αγωγή και µεταφορά, που αποτελούν και αυτές κατά µέσο όρο απώλεια για τους ωκεανούς (η επιφανειακή θερµοκρασία των ωκεανών είναι κατά µέσο όρο λίγο µεγαλύτερη της θερµοκρασίας του αέρα) (καµπύλη Q C ). Σχήµα 19. ιακυµάνσεις µε το γεωγραφικό πλάτος της ηλιακής ακτινοβολίας (Q S ), της θερµικής ακτινοβολίας (Q N ), των απωλειών λόγω εξάτµισης (Q E ) και λόγω αγωγής και µεταφοράς (Q C ), στο βόρειο ηµισφαίριο. Οι απώλειες από αγωγή και µεταφορά είναι βέβαια 5 µε 10 φορές µικρότερες από εκείνες που οφείλονται στην εξάτµιση, µε εξαίρεση της πολικές περιοχές. Όπως φαίνεται στο Σχήµα 19, στα µικρότερα των 0-5 πλάτη η θάλασσα απορροφά ενέργεια, ενώ αντίθετα δίνει ενέργεια στην ατµόσφαιρα στα µεγαλύτερα πλάτη. Αυτό βέβαια είναι µόνο µια γενική συµπεριφορά γιατί οι γεωγραφικές κατανοµές και της εξάτµισης και των ανταλλαγών µε αγωγή και µεταφορά, δεν είναι ζωνικές. Όπως και να χει το πράγµα το γεγονός ότι η θερµοκρασία των ωκεανών παραµένει σταθερή, κατά µέσο όρο, από χρόνο σε χρόνο και αυτό σε όλα τα γεωγραφικά πλάτη, οφείλεται στις µετακινήσεις των νερών που επιτρέπουν την µεταφορά της αποθηκευµένης ηλιακής ενέργειας από εκεί όπου υπάρχει (µικρά πλάτη) προς τις περιοχές όπου λείπει.

Φυσική Ωκεανογραφία 6 Οι ισόθερµες καµπύλες της επιφάνειας για τον Αύγουστο και τον Φεβρουάριο απεικονίζονται στα Σχήµα 0 και Σχήµα 1, ενώ οι µέσες ετήσιες καµπύλες στο Σχήµα. Σχήµα 0. Ισόθερµες επιφανείας τον Αύγουστο. Σχήµα 1. Ισόθερµες επιφανείας τον Φεβρουάριο. Σχήµα. Μέση ετήσια κατανοµή των ισοθέρµων επιφανείας.

Φυσική Ωκεανογραφία 7 Σχήµα 3. Αποκλίσεις της θερµοκρασίας από µία νορµαλοποιηµένη ζωνική κατανοµή. Στο Σχήµα 3 απεικονίζονται κατά τον G. Dietrich (1950) οι αποκλίσεις από µια νορµαλοποιηµένη ζωνική κατανοµή όπου τη θερµοκρασία, που κυµαίνεται µεταξύ 6.5 C και -1.5 C, την πήραµε σε κάθε πλάτος ίση µε την µέση τιµή της παρατηρούµενης επιφανειακής θερµοκρασίας στο ίδιο πλάτος του Νοτίου ηµισφαιρίου, του οποίου πάνω από 80% της επιφάνειας του καλύπτεται από ωκεανό. Τρία πράγµατα που ήδη διακρίνονται στα προηγούµενα Σχήµα 0 και Σχήµα 1 φαίνονται σαφέστατα εδώ: Η αντίθεση µεταξύ των Ανατολικών και υτικών πλευρών των ωκεανών στα µέσα και µικρά πλάτη µε παρουσία ιδιαίτερα ψυχρών επιφανειακών νερών στην Ανατολική πλευρά. Αυτό εξηγείται µε την ύπαρξη υποτροπικών αντικυκλωνικών ρευµάτων τα οποία κατά µήκος των Ανατολικών πλευρών µεταφέρουν προς τον Ισηµερινό ψυχρά νερά που προέρχονται από τα µεγάλα πλάτη (ρεύµατα των Καναρίων και της Μπενεγκουέλα (Beneguela) στον Ατλαντικό, ρεύµατα της Καλιφόρνια και του Περού στον Ειρηνικό). Επί πλέον στις περιοχές αυτές λαµβάνει χώρα και το φαινόµενο του up-welling, δηλαδή µια ανάβλυση βαθύτερων νερών που είναι ψυχρότερα. Η ιδιαίτερα υψηλή θερµοκρασία των νερών του Βορειοανατολικού Ατλαντικού, που οφείλεται στο Gulf-Stream το οποίο όχι µόνο διακινεί προς βορρά τα ζεστά νερά των τροπικών και υποτροπικών περιοχών του Βόρειου Ατλαντικού αλλά δέχεται επί πλέον, λόγω της ιδιοµορφίας του Ακρωτηρίου Sao Rogue και το µεγαλύτερο µέρος του Νοτιο- Ισηµερινού ρεύµατος µε αποτέλεσµα ο Νότιος Ατλαντικός να είναι ψυχρότερος από τον Βόρειο. Η διαφορά ανάµεσα στα τµήµατα του Ανταρκτικού Ωκεανού που βρίσκονται νότια του Ειρηνικού και τα οποία είναι σαφώς πιο ζεστά. Αυτό εξηγείται από την ασυµµετρία της

Φυσική Ωκεανογραφία 8 Ανταρκτικής ηπείρου, η οποία εκτείνεται σε σαφώς χαµηλότερα γεωγραφικά πλάτη νότια των ωκεανών του Ατλαντικού και του Ινδικού. Σηµειώνουµε τέλος ότι µεταξύ των υποτροπικών ρευµάτων και των υποπολικών ρευµάτων είναι δυνατόν να υπάρξουν µεγάλες διαφορές θερµοκρασίας, όπως συµβαίνει π.χ. στο Βόρειο τµήµα του Gulf-Stream. Σχηµατίζονται έτσι αληθινά ωκεάνια πολικά µέτωπα, αρκετά ανάλογα των ατµοσφαιρικών πολικών µετώπων, τα οποία µετακινούνται συνέχεια λόγω των ρευµάτων, µε συνέπεια να εξαφανίζονται σχεδόν τελείως όταν εξετάσουµε τις µέσες ετήσιες τιµές της θερµοκρασίας. Παραµένει όµως µια χαρακτηριστική πύκνωση των ισοθέρµων επιφανείας. 1.4.4 ΕΤΗΣΙΕΣ ΚΑΙ ΗΜΕΡΗΣΙΕΣ ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΤΩΝ ΩΚΕΑΝΩΝ. Οι ετήσιες διακυµάνσεις της επιφανειακής θερµοκρασίας των ωκεανών ακολουθούν τις ετήσιες διακυµάνσεις της ηλιακής ακτινοβολίας, εξαρτώνται όµως επίσης από τα ρεύµατα και τους ανέµους που πνέουν και επιδρούν στις θερµικές ανταλλαγές ωκεανών και ατµόσφαιρας. Σχήµα 4.. Συσχέτιση για τα διάφορα πλάτη του εύρους διακύµανσης της επιφανειακής θερµοκρασίας της θάλασσας Τ και της ηλιακής ακτινοβολίας Q S. Στο Σχήµα 4 απεικονίζεται κατά H.U. Sverdrup το εύρος της διακύµανσης της επιφανειακής θερµοκρασίας της θάλασσας συναρτήσει του γεωγραφικού πλάτους και της τιµής Q S της ηλιακής ακτινοβολίας, για τον Ατλαντικό και τον Ειρηνικό. Φαίνεται λοιπόν ότι στο Νότιο ηµισφαίριο η ηλιακή ακτινοβολία παίζει τον πρωτεύοντα ρόλο. Το εύρος της διακύµανσης της επιφανειακής θερµοκρασίας είναι µικρότερο των C στις ισηµερινές περιοχές, φτάνει τους 6 C σε πλάτη µεταξύ 30 και 40 νοτίως, και ελαττώνεται και πάλι στα µεγάλα πλάτη. Στις πολικές περιοχές το ελάχιστο της επιφανειακής θερµοκρασίας της θάλασσας καθορίζεται από τον σχηµατισµό των πάγων.

Φυσική Ωκεανογραφία 9 Στο βόρειο ηµισφαίριο όπου η επιφανειακή θερµοκρασία είναι µέγιστη τον Αύγουστο- Σεπτέµβριο και ελάχιστη τον Φεβρουάριο-Μάρτιο, το εύρος της διακύµανσης είναι πολύ µεγαλύτερο στα µέσα πλάτη. Αυτό είναι ιδιαίτερα σαφές στην υτική πλευρά του Ατλαντικού και του Ειρηνικού όπως δείχνει το Σχήµα 5 (κατά G. Schott, 194) και αποδίδεται στους ανέµους που πνέουν. Στις περιοχές αυτές πνέουν το χειµώνα ψυχροί δυτικοί άνεµοι που προέρχονται από την Αµερικανική και Ασιατική Ήπειρο µε συνέπεια µεγάλη ψύξη της επιφάνειας της θάλασσας και εύρος ετήσιας διακύµανσης που µπορεί να φτάσει τους 18 C. Το εύρος της διακύµανσης της επιφανειακής θερµοκρασίας µπορεί επίσης να φτάσει τους 14 C στις θάλασσες που περιβάλλονται από στεριά (Βαλτική Θάλασσα, Μαύρη Θάλασσα, Αδριατική θάλασσα κλπ.), θάλασσες για τις οποίες οι κλιµατικές συνθήκες είναι σχεδόν ηπειρωτικές. Σχήµα 5. Εύρος ετήσιας διακύµανσης της επιφανειακής θερµοκρασίας των ωκεανών. Στο Σχήµα 6 φαίνονται οι διακυµάνσεις της επιφανειακής θερµοκρασίας µεταξύ Αύγουστου 196 και Αύγουστου 1964 σε τρείς σταθµούς µεταξύ Νίκαιας και Κορσικής(κατά J.Goston). Το εύρος της διακύµανσης είναι τάξης των 13 C. Οι ηµερήσιες διακυµάνσεις της επιφανειακής θερµοκρασίας των ωκεανών ακολουθούν εκείνες της ηλιακής ακτινοβολίας, ελαττώνονται εποµένως όταν υπάρχει νέφωση. Εξαρτώνται επίσης από το πόσο τυρβώδης είναι η κατάσταση της θάλασσας, δηλαδή από το πάχος του νερού µέσα στο οποίο κατανέµεται η ηλιακή ενέργεια που πέφτει στην επιφάνεια της θάλασσας, είναι εποµένως οι διακυµάνσεις αυτές µικρότερες όταν η θάλασσα είναι ταραγµένη. Γενικά είναι µικρές, της τάξης του 0. C-0.4 C µε ένα µέγιστο κατά τις 14:30-15:00 τοπική ώρα και ένα ελάχιστο κατά τις 0:30-03:00 στα µικρά γεωγραφικά πλάτη. Είναι τέλος πιο σηµαντικές εκεί που έχουµε

Φυσική Ωκεανογραφία 30 µικρά βάθη, πράγµα το οποιό εµποδίζει την ηλιακή ενέργεια να κατανεµηθεί σε στρώµα µεγάλου πάχους. Έτσι ενώ στην Βόρεια θάλασσα (βάθος 50m) οι ηµερήσιες διακυµάνσεις της επιφανειακής θερµοκρασίας είναι το πολύ 0. C µε 0.3 C, στον κόλπο της Βοθνίας (βάθος 6m) φτάνουν σχεδόν τους C. Σχήµα 6. ιακυµάσεις της επιφανειακής θερµοκρασίας της θάλασσας από 8/1964 ως 8/1964 µεταξύ Νίκαιας και Κορσικής. Οι σταθµοί βρίσκονται: Η: 5 µίλλια από την Γαλλική ακτή, Κ: στο µέσον της απόστασης, Ν: 6 µίλλια από την ακτή της Κορσικής. 1.4.5 ΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΜΕ ΤΟ ΒΑΘΟΣ. ΜΟΝΙΜΟ ΘΕΡΜΟΚΛΙΝΕΣ. Αν όλη η επιφάνεια των ωκεανών θερµαινόταν οµοιόµορφα από τον ήλιο η διάδοση της θερµότητας µε αγωγή στο νερό θα είχε οδηγήσει τους ωκεανούς σε µία οµοιόµορφη θερµοκρασία. Τα επιφανειακά στρώµατα και µόνο θα δεχόντουσαν την επίδραση της ετήσιας διακύµανσης της ηλιακής ακτινοβολίας, οπότε η θερµοκρασία τους θα είχε διακυµάνσεις της ίδιας περιόδου και µε πλάτος το οποίο θα µειωνόταν γρήγορα µε το βάθος. Αλλά η άνιση γεωγραφική κατανοµή της ηλιακής ακτινιβολίας και των θερµικών ανταλλαγών µε την ατµόσφαιρα συνεπάγεται παράλληλες διακυµάνσεις της πυκνότητας των επιφανειακών νερών, οι οποίες µε τη σειρά τους προκαλούν κυκλοφορία των νερών µε αποτέλεσµα να διαφοροποιείται ριζικά η κατακόρυφη κατανοµή της θερµοκρασίας. Ειδικότερα, τα ψυχρά και πυκνά επιφανειακά νερά των πολικών περιοχών βυθίζονται και διαχέονται στον βυθό των ωκεανών, εµποδίζοντας έτσι την οµοιόµορφη κατακόρυφη κατανοµή των θερµοκρασιών. Ο Α. Von Humboldt πρώτος παρατήρησε το 1814 την χαµηλή θερµοκρασία των βαθιών νερών, ακόµα και στις τροπικές ζώνες και την απέδωσε σωστά στην κυκλοφορία των ωκεανών. Πράγµατι αυτή διέπει κατά µεγάλο ποσοστό την κατακόρυφη κατανοµή της θερµοκρασίας µε εξαίρεση τα επιφανειακά στρώµατα, όπου η ηλιακή ενέργεια και οι θερµικές ανταλλαγές µε την ατµόσφαιρα αποτελούν τις κύριες καθοριστικές παραµέτρους.