ΘΕΡΜΙΚΑ ΙΣΟΖΥΓΙΑ ΩΚΕΑΝΩΝ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ & ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟΥΣ ΩΚΕΑΝΟΥΣ

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 2 ΘΕΡΜΙΚΑ ΙΣΟΖΥΓΙΑ ΩΚΕΑΝΩΝ ΚΑΤΑΝΟΜΗ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ & ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟΥΣ ΩΚΕΑΝΟΥΣ Η θερμοκρασία, η αλατότητα και η πυκνότητα του θαλασσινού νερού ποικίλλουν στο χώρο και το χρόνο. Σε γενικές γραμμές μπορεί να λεχθεί ότι το νερό των ωκεανών στο χώρο παρουσιάζει μία οριζόντια στρωμάτωση με το βάθος, ενώ επιφανειακά παρουσιάζει μία ζώνωση από τον Ισημερινό προς τους Πόλους. Σχετικά με τον χρόνο, οι παράμετροι που χαρακτηρίζουν το θαλασσινό νερό μεταβάλλονται, αλλά μακροπρόθεσμα παραμένουν σταθεροί. Στα επόμενα κεφάλαια θα εξετάσουμε την επιφανειακή κατανομή και τη κατανομή με το βάθος των πιο πάνω παραμέτρων, καθώς η μελέτη των κατανομών αυτών θα μας επιτρέψει να βγάλουμε πολύτιμα συμπεράσματα σχετικά με τη κυκλοφορία του νερού στους ωκεανούς. Ισοζύγιο Θερμότητας (Heat Budget) Όπως έχει εξηγηθεί, η θερμοκρασία των ωκεανών μεταβάλλεται στο χώρο και στο χρόνο. Οι μεταβολές αυτές προκύπτουν σαν αποτέλεσμα της μεταφοράς θερμότητας μέσω ρευμάτων, απορρόφηση ηλιακής ενέργειας ή απώλεια θερμότητας λόγω εξάτμισης, κλπ. Το μέγεθος και ο χαρακτήρας των θερμοκρασιακών αυτών μεταβολών εξαρτάται από το καθαρό ρυθμό θερμικής ροής, δηλαδή από τη διαφορά του ποσού της εισερχόμενης (incoming) και απερχόμενης (outgoing) ακτινοβολίας, και οι υπολογισμού που αναφέρονται στους ρυθμούς θερμικής ροής ονομάζονται θερμικά ισοζύγια (heat budgets). Το σύμβολο Q αναπαριστά τη μέση ροή θερμότητας σε joules/sec/m 2, ή W/m 2 στη διάρκεια ενός 24ώρου ή ενός έτους. Οι συνιστώσες της θερμικής ροής σε μία υδάτινη μάζα είναι: Q S, ο ρυθμός εισροής ηλιακής ενέργειας στην επιφάνεια της θάλασσας (solar radiation), 27

Q b, ο καθαρός ρυθμός απώλειας θερμότητας της θάλασσας μέσω της εκπομπής μεγάλου μήκους ακτινοβολίας προς την ατμόσφαιρα και το διάστημα (back radiation), Q h, ο ρυθμός εισροής/εκροής θερμότητας από την επιφάνεια της θάλασσας λόγω επαφής με την ατμόσφαιρα (conduction), Q e, ο ρυθμός εισροής/εκροής θερμότητας λόγω εξάτμισης/συμπύκνωσης, και Q v, ο ρυθμός εισροής/εκροής θερμότητας λόγω οριζόντιων ρευμάτων (μεταφορά μάζας advection). Άλλες πηγές θερμότητας σχετίζονται με το εσωτερικό της Γης, τη μεταβολή της κινητικής ενέργειας των κυμάτων στη παράκτια ζώνη, την απελευθέρωση θερμότητας από χημικές ή πυρηνικές αντιδράσεις, οι οποίες όμως θεωρούνται αμελητέες. Το ισοζύγιο θερμότητας για κάθε υδάτινο σώμα εκφράζεται από την εξίσωση : +Q S + Q b + Q h +Q e + Q v = Q T όπου Q T είναι το συνολικό κέρδος ή απώλεια θερμότητα του υδάτινου σώματος στη χρονική περίοδο αναφοράς (Σχήμα 16). Σχήμα 16. Σχηματικό διάγραμμα όρων του θερμικού ισοζυγίου και τυπικές μέσες ετήσιες τιμές και εύρη τιμών των όρων αυτών. Η παραπάνω εξίσωση μπορεί να χρησιμοποιηθεί για τον υπολογισμό των ισοζυγίων θερμότητας, όταν ο κάθε όρος της προσδιοριστεί αριθμητικά, έχοντας θετικό πρόσημο για εισροή θερμότητας στην υδάτινη μάζα και αρνητικό πρόσημο για εκροή θερμότητας από αυτή. Στη πραγματικότητα οι τιμές του όρου Q S είναι πάντα θετικές, οι τιμές του 28

όρου Q b είναι πάντα αρνητικές, και οι όροι Q h και Q e είναι γενικά αρνητικοί, αλλά μπορεί να γίνου θετικοί σε ορισμένες περιπτώσεις. Τέλος, ο όρος Q v γίνεται θετικός κατά την εισροή θερμού νερού ή την εκροή ψυχρού νερού από τη περιοχή μελέτης, και αρνητικός αντίστροφα. Οι παραπάνω όροι ροής θερμότητας θα πρέπει να πολλαπλασιαστούν με την επιφάνεια της υπό μελέτης περιοχής για τον υπολογισμό της συνολικής θερμικής ενέργειας που ευθύνεται για την άνοδο ή τη πτώση της θερμοκρασίας του νερού. Η μη μεταβολή της θερμοκρασίας μίας υδάτινης μάζας στο χρόνο, δεν σημαίνει ότι δεν υπάρχει ροή θερμότητας από και προς τη μάζα αυτή, αλλά ότι το αλγεβρικό άθροισμα των όρων του θερμικού ισοζυγίου είναι μηδέν. Σύμφωνα με το Νόμο του Stefan κάθε σώμα με θερμοκρασία μεγαλύτερη του απολύτου μηδενός (-273 ο C) εκπέμπει θερμότητα με ρυθμό ανάλογο της τέταρτης δύναμης της απόλυτης θερμοκρασίας του. Η ενέργεια αυτή εκπέμπεται με τη μορφή ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας με εύρος μηκών κύματος. Η κατανομή της ενέργειας δεν είναι ίδια για κάθε μήκος κύματος του παραπάνω φάσματος, αλλά είναι σημαντικά μεγαλύτερη σε ένα μήκος κύματος λ m το οποίο προσδιορίζεται από το Νόμο του Wien, ως: λ m T = 2897 μm ο Κ, όπου Τ η απόλυτη θερμοκρασία του σώματος που εκπέμπει την ακτινοβολία. Έτσι, ένα σώμα υψηλής θερμοκρασίας εκπέμπει ακτινοβολία σε μικρά μήκη κύματος, και αντίστροφα. Ο Ήλιος έχει θερμοκρασία της τάξης των 6000 ο Κ και εκπέμπει ακτινοβολία προς κάθε κατεύθυνση με ρυθμό ανάλογο των 6000 4. Σύμφωνα με το Νόμο του Wien, η ενέργεια αυτή, συγκεντρώνεται γύρω από το μήκος κύματος των 0.5 μm. Το 50% της ενέργειας βρίσκεται στο ορατό τμήμα του φάσματος της ηλεκτρομαγνητικής ακτινοβολίας, ενώ το 99% έχει μήκος κύματος μικρότερο των 4μm. Η ενέργεια αυτή καλείται ακτινοβολία μικρού μήκους κύματος, και αποτελεί τη πηγή του όρου Q S στο θερμικό ισοζύγιο. Η μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία Q b αντιπροσωπεύει την ηλεκτρομαγνητική ενέργεια που εκπέμπεται από τη Γη (ξηρά και θάλασσα) με ρυθμό ανάλογο της απόλυτης θερμοκρασίας της Γης. Θεωρώντας τους 17 ο C = 290 ο Κ ως μία μέση θερμοκρασία της θάλασσας, η ακτινοβολία εκπέμπεται με ρυθμό 290 4. Καθώς η θερμοκρασία της θάλασσας είναι χαμηλότερη από αυτή του Ηλίου, η ακτινοβολία που εκπέμπεται συγκεντρώνεται σε υψηλά μήκη κύματος, της τάξης των 10μm (υπεριώδες 29

φάσμα). Το 90% της ακτινοβολίας που εκπέμπει η θάλασσα βρίσκεται στο φάσμα μήκους κύματος των 3 έως 80 μm, το οποίο ονομάζεται φάσμα μεγάλου μήκους κύματος. Ο όρος Q S Μόνο ένα μικρό τμήμα της συνολικής ηλιακής ακτινοβολίας φθάνει στην γήινη ατμόσφαιρα. Από τα 100 μέρη της εισερχόμενης μικρού μήκους ηλιακής ακτινοβολίας, τα 29 διασπείρονται στο διάστημα, τα 19 απορροφώνται από την ατμόσφαιρα και τα σύννεφα, και περίπου τα 4 ανακλώνται από την επιφάνεια της θάλασσας. Τα υπόλοιπα 48 μέρη της εισερχόμενης ακτινοβολίας εισέρχονται στη θάλασσα. Ένα μικρό ποσοστό τους αντανακλάται προς τα πάνω από τα σωματίδια του νερού και το υπόλοιπο αποτελεί τον όρο Q S. Ο όρος Q S εξαρτάται από έναν αριθμό παραγόντων : 1. το μήκος της ημέρας, το οποίο μεταβάλλεται με την εποχή και το γεωγραφικό πλάτος, 2. την απορρόφηση της εισερχόμενης ακτινοβολίας από την ατμόσφαιρα. Η απορρόφηση εξαρτάται από τη παρουσία σκόνης και υδρατμών στην ατμόσφαιρα, και την ανύψωση του Ηλίου. Όταν ο Ήλιος βρίσκεται σε κατακόρυφη θέση, η ακτινοβολία κινείται στην ατμόσφαιρα διανύοντας τη μικρότερη απόσταση, οπότε η απορρόφηση είναι ελάχιστη. Η απορρόφηση της ηλιακή ακτινοβολίας είναι μεγαλύτερη όταν ο Ήλιος βρίσκεται σε θέσεις μικρότερες ή μεγαλύτερες των 90 ο. 3. την επίδραση των σύννεφων, τα οποία απορροφούν κι διασπείρουν την ηλιακή ακτινοβολία, 4. την ανάκλαση από την επιφάνεια της θάλασσας, η οποία εξαρτάται από την ανύψωση του Ηλίου και τη κατάσταση της επιφάνειας της θάλασσας (ήρεμη ή κυματώδης). Ο όρος Q b Η εξερχόμενη ροή θερμότητας Q b, αφορά την απώλεια θερμότητας λόγω εκπομπής από τη θάλασσα της μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας. Η ακτινοβολία αυτή προσδιορίζεται υπολογίζοντας το ρυθμό απώλειας της μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας και αφαιρώντας τη από την εισερχόμενη μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολία. Ο Angstrom (1920) έδειξε ότι ο καθαρός ρυθμός απώλειας της 30

θερμότητας εξαρτάται από την απόλυτη θερμοκρασία της επιφάνειας της θάλασσας και από τη ποσότητα υγρασίας της ατμόσφαιρας ακριβώς πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Η θερμοκρασία της θάλασσας προσδιορίζει το ρυθμό απώλειας της θερμότητας, ενώ η υγρασία της ατμόσφαιρας προσδιορίζει τη μεγάλου μήκους θερμότητα που μεταφέρεται στη θάλασσα από την ατμόσφαιρα, καθώς τα σύννεφα και οι υδρατμοί αποτελούν τη μόνη πηγή μεγάλου μήκους κύματος ακτινοβολίας. Οι τιμές του Q b για ωκεάνιες συνθήκες (χωρίς σύννεφα) κυμαίνονται μεταξύ 115 έως 70 W/m 2, με τις υψηλές τιμές να λαμβάνουν χώρα σε συνθήκες υψηλής θερμοκρασίας και χαμηλής υγρασίας και αντίστροφα. Η τιμή του Q b είναι αντιστρόφως ανάλογη της θερμοκρασίας για τον εξής λόγο : Η αύξηση της θερμοκρασίας έχει σαν αποτέλεσμα μεγαλύτερη εκπομπή θερμότητας, αλλά συνοδεύεται από αύξηση της σχετικής υγρασίας στην ατμόσφαιρα. Η θερμοκρασία της ατμόσφαιρας ακολουθεί αυτή της θάλασσας, όμως η ποσότητα των υδρατμών αυξάνεται εκθετικά, με αποτέλεσμα η εκπομπή ακτινοβολίας της ατμόσφαιρας προς τη θάλασσα να αυξάνεται γρηγορότερα από την εκπομπή ακτινοβολίας της θάλασσας προς την ατμόσφαιρα. Το αποτέλεσμα είναι η μείωση του όρου Q b καθώς η θερμοκρασία της θάλασσας αυξάνει. Ο όρος Q b εξαρτάται από τους εξής παράγοντες : 1. την επίδραση των νεφών, τα οποία αυξάνουν την επιστρεφόμενη ακτινοβολία, έτσι ώστε η καθαρή ροή απώλειας θερμότητας να μειώνεται. 2. την επίδραση του πάγου και της χιονοκάλυψης, τα οποία μεταβάλλουν σημαντικά το θερμικό ισοζύγιο. Στη περίπτωση απουσίας πάγου ή χιονιού, η ανάκλαση της μικρού μήκους κύματος ακτινοβολίας, Q S, είναι σχετικά μικρή (10-15%), και το ποσοστό που απορροφάται είναι μεγάλο. Όταν η επιφάνεια καλυφθεί με πάγο ή χιόνι, η ανάκλαση της ακτινοβολίας είναι υψηλή (50-80%) και η απορρόφηση πολύ μικρή. Ωστόσο, ο ρυθμός απώλειας θερμότητας, Q b, είναι περίπου ίδιος σε κάθε περίπτωση, οπότε κατά τη παγοκάλυψη ή τη χιονοκάλυψη της επιφάνειας της θάλασσας, υπάρχει μείωση της εισερχόμενης θερμότητας κατά (Q S Q b ). Το αποτέλεσμα αυτό προκαλεί τη διατήρηση του πάγου, αμέσως μετά το σχηματισμό του. Ο όρος Q h Ο όρος αυτός αφορά τη μεταφορά θερμότητας λόγω επαφής, δηλ. το κέρδος η την απώλεια θερμότητας μίας μάζας νερού λόγω επαφής με τη πιο θερμή ή πιο ψυχρή 31

ατμόσφαιρα. Ο ρυθμός αύξησης ή ελάττωσης της θερμικής ενέργειας μίας μάζας νερού εξαρτάται από τη κατακόρυφη βαθμίδα θερμοκρασίας στην ατμόσφαιρα, το συντελεστή θερμικής αγωγιμότητας Κ, και την ειδική θερμότητα του αέρα σε συνθήκες σταθερής πίεσης, C p. Q h = - C p K dt/dz Σε περιπτώσεις αναφοράς σε μικρούς όγκους νερού, όπου ο αέρας είναι συνήθως στατικός, η μεταφορά θερμότητας λόγω επαφής γίνεται με τυχαίες κινήσεις των μορίων του αέρα. Ο συντελεστής Κ ονομάζεται συντελεστής μοριακής αγωγιμότητας της θερμότητας (molecular conductivity coefficient of heat). Η ποσότητα αυτή είναι σταθερή για κάθε αέριο σε συγκεκριμένη θερμοκρασία. Ωστόσο, στη φύση, και ειδικότερα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, η κίνηση του αέρα είναι συνήθως τυρβώδης. Αποτέλεσμα αυτών είναι ο σχηματισμός αερίων δινών (eddies) που μεταφέρουν τις ιδιότητες του αέρα στο εσωτερικό τους. Στις περιπτώσεις αυτές, η θερμότητα μεταφέρεται μέσω των συντελεστών τυρβώδους αγωγιμότητας της θερμότητας (Α h ), οπότε ο όρος Q h γράφεται : Q h = - C p Α h dt/dz Ο όρος Q e Ο όρος εξάτμισης Q e είναι πολύ σημαντικός, αλλά δύσκολος στο προσδιορισμό του. Υπάρχουν τρεις μέθοδοι για το προσδιορισμό του Q e. Οι δύο αναφέρονται σε μετρήσεις του ρυθμού εξάτμισης, ενώ η τρίτη στη μέθοδο των διαφορών. Ο ρυθμός απώλειας θερμότητας που ακολουθεί την εξάτμιση δίνεται από τη σχέση: Q e = F e L t όπου F e είναι ο ρυθμός εξάτμισης του νερού σε kg/sec/m 2 της επιφάνειας της θάλασσας, και L t η εσωτερική θερμότητα (latent heat) της εξάτμισης. Για το απεσταγμένο νερό L t = 2494 2.2T (kj/kg) όπου Τ η θερμοκρασία του νερού σε ( ο C). Για το προσδιορισμό του F e χρησιμοποιούμε εξατμισίμετρο. Άλλος τρόπος είναι οι συνεχείς μετρήσεις αλατότητας, από την άνοδο της οποίας προσδιορίζουμε την εξάτμιση του νερού. Ο μέσος ρυθμός εξάτμισης στον ωκεανό είναι 120 εκ. ανά έτος. Τοπικές τιμές κυμαίνονται μεταξύ 30-40 εκ./έτος σε υψηλά γεωγραφικά πλάτη μέχρι 200 εκ./χρόνο στους τροπικούς. 32

Η μέθοδος της ροής (flow method) προσδιορίζει το F e σύμφωνα με το τύπο : F e = -A e df/dz όπου Α e είναι ο συντελεστής τυρβώδους διάχυσης των υδρατμών στον αέρα πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας, και df/dz η βαθμίδα της συγκέντρωσης των υδρατμών ως προς το ύψος. Άλλη ημι-εμπειρική εξίσωση είναι : F e = 1.4 (e s e α ) W (kg/day/m 2 ) e s είναι η πίεση των κορεσμένων υδρατμών πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας (kpa), e a η πραγματική πίεση των υδρατμών του αέρα σε ύψος 10 μ. από την επιφάνεια της θάλασσας (kpa), και W η ταχύτητα του ανέμου σε m/sec. Η πίεση των κορεσμένων υδρατμών, για κάθε θερμοκρασία και πίεση, δίνεται από ειδικούς πίνακες. Η τιμή του e a δίνεται από τη κορεσμένη πίεση των υδρατμών επί τη σχετική υγρασία με τη μορφή κλάσματος, π.χ., για θερμοκρασία αέρα 15 ο C η πίεση των κορεσμένων υδρατμών είναι 1.71 kpa. Αν η σχετική υγρασία είναι 85% τότε η πραγματική πίεση των υδρατμών είναι 1.71 Χ 0.85 = 1.45 kpa. Στις περισσότερες περιοχές του ωκεανού, η τιμή του e S είναι μεγαλύτερη του e a με αποτέλεσμα η τιμή του F e να είναι θετική και άρα και η τιμή του Q e να είναι θετική στις περιοχές αυτές. Ωστόσο, η ποσότητα αυτή μπαίνει με αρνητικό πρόσημο στην εξίσωση του θερμικού ισοζυγίου, διότι η εξάτμιση αναφέρεται σε απώλεια θερμότητας. Εφόσον ο ωκεανός είναι κατά 0.3 ο Κ θερμότερος της ατμόσφαιρας, θα υπάρχει απώλεια θερμότητας λόγω εξάτμισης. Μόνο σε περιοχές όπου η ατμόσφαιρα είναι θερμότερη του ωκεανού, και η υγρασία είναι επαρκής για τη συμπύκνωση των υδρατμών, η ροή θερμότητας έχει αντίθετο πρόσημο. Επιφανειακή Κατανομή Θερμοκρασίας Η κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας στους ωκεανούς είναι συνάρτηση του γεωγραφικού πλάτους (Σχήμα 17). 33

Σχήμα 17. Επιφανειακή κατανομή θερμοκρασίας νερού στον Ατλαντικό Ωκεανό. Σχήμα 18. Διαμήκης τομή κατανομής θερμοκρασίας κατά μήκος ενός μεσημβρινού στον Ατλαντικό Ωκεανό. Το Σχήμα 18 παρουσιάζει τη μέση μεταβολή της θερμοκρασίας κατά μήκος ενός μεσημβρινού. Η θερμοκρασία από 28 ο C στον Ισημερινό πέφτει στους 18 ο C στις τροπικές περιοχές και γίνεται 2 ο C στους πόλους. Οι ισόθερμες καμπύλες στους ωκεανούς αναπτύσσονται γενικά παράλληλα με το γεωγραφικό πλάτος. Μεγάλες παρεκκλίσεις από τη παραλληλία εμφανίζονται κοντά στις ακτές των ηπείρων. Οι παρεκκλίσεις αυτές οφείλονται στην ύπαρξη ρευμάτων (currents) και αναβλύσεων (upwelling). Οι χαμηλές θερμοκρασίες κατά μήκος των ανατολικών ακτών του Καναδά και οι υψηλές τιμές κατά μήκος των ακτών της Γαλλίας-Αγγλίας οφείλονται στα ρεύματα Labrador και Gulf Stream. Οι χαμηλές θερμοκρασίες στις ακτές της Αγκόλας οφείλονται σε αναβλύσεις βαθιών υδάτων. 34

Γενικά, η ζωνώδης κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας με τις υψηλές τιμές κοντά στον Ισημερινό και τη συνεχή ελάττωση προς τους πόλους, αντιστοιχεί πλήρως με τη κατανομή της ακτινοβολίας Q S που εισέρχεται στους ωκεανούς. Κατανομή Θερμοκρασίας με το Βάθος Η μέση ωκεάνια θερμοκρασία είναι 3,8 ο C και ακόμη και στον Ισημερινό η μέση ωκεάνια θερμοκρασία δεν ξεπερνά τους 4,9 ο C. Η υδάτινη στήλη στους ωκεανούς διακρίνεται σε τρία στρώματα: α) το επιφανειακό ή καλά αναμειγμένο (well-mixed layer), β) το στρώμα του μόνιμου θερμοκλινούς (permanent thermocline layer), και γ) το πυθμιαίο στρώμα (bottom layer). Το επιφανειακό στρώμα εκτείνεται από την επιφάνεια μέχρι τα 200 μ. βάθος και διακρίνεται από σχετικά ομοιόμορφη θερμοκρασία σε όλο το πάχος του. Το στρώμα αυτό αναπτύσσεται κυρίως στον Ισημερινό και σε τροπικές περιοχές, αλλά λείπει από τα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη. Το στρώμα του μόνιμου θερμοκλινούς εκτείνεται από τα 200-1500 μ. και χαρακτηρίζεται από απότομη πτώση της θερμοκρασίας με το βάθος κατά 8-15 ο C. Το θερμοκλινές είναι έντονο (μεγάλη θερμοβαθμίδα) στα χαμηλά και μέσα πλάτη, ενώ λείπει από τα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη (Σχήμα 19). Το θερμοκλινές αυτό καλείται μόνιμο ή κύριο διότι διατηρείται όλες τις εποχές του χρόνου. Το πυθμιαίο στρώμα εκτείνεται από τα 1000 μ. ως το πυθμένα και χαρακτηρίζεται από χαμηλή θερμοκρασία η οποία παραμένει σχεδόν αμετάβλητη σε όλο το πάχος του. Η θερμοκρασία είναι ομοιόμορφη σε όλο το πάχος του επιφανειακού στρώματος, λόγω της πλήρους μείξης που υφίσταται το στρώμα αυτό από το κυματισμό. Στα μικρά γεωγραφικά πλάτη, η θερμοκρασιακή δομή του στρώματος αυτού είναι σχεδόν αμετάβλητη, στα μέσα όμως γεωγραφικά πλάτη η θερμοκρασιακή δομή μεταβάλλεται εποχιακά λόγω των σημαντικών εποχιακών μεταβολών της ατμοσφαιρικής θερμοκρασίας. Το χειμώνα, ο έντονος κυματισμός προκαλεί πλήρη μείξη σε όλο το 35

πάχος του επιφανειακού στρώματος, οπότε η θερμοκρασία είναι χαμηλή και ομοιόμορφη. Το καλοκαίρι, η ένταση των κυματισμών είναι μικρή, με αποτέλεσμα η τυρβώδης μείξη να είναι ελάχιστη, οπότε η θερμοκρασία αυξάνει έντονα στην επιφάνεια λόγω συσσώρευσης θερμότητας και δημιουργείται το εποχιακό θερμοκλινές (seasonal thermocline) (Σχήμα 20). Εκτός από το εποχιακό θερμοκλινές, στα μέσα γεωγραφικά πλάτη απαντάται και το ημερήσιο θερμοκλινές (diurnal thermocline), το οποίο είναι ιδιαίτερα έντονο την άνοιξη, το καλοκαίρι και το φθινόπωρο. Σχήμα 19. Κατακόρυφα προφίλ θερμοκρασίας και αλατότητας στο Β. Ατλαντικό, το Β. Ειρηνικό και την υποτροπική ζώνη του Β. Ατλαντικού. ) 0 Temperature ( o C) 10 12 14 16 18 20 22 24 20 α e Pressure (dbars) 40 P (db ) 60 80 (a) June September November February Sylaios, Koutrakis, Kallianiotis Figure 7 Σχήμα 20. Εποχιακό θερμοκλινές στο Στρυμονικό Κόλπο. 36

Επιφανειακή Κατανομή της Αλατότητας Η αλατότητα του θαλασσινού νερού κυμαίνεται από 33-37% ο, με μέσο όρο το 34% ο. Η κατανομή της αλατότητας των επιφανειακών υδάτων δείχνει ότι υπάρχει άμεση σχέση μεταξύ της αλατότητας και του γεωγραφικού πλάτους. Χαμηλές τιμές αλατότητας βρίσκονται στις πολικές περιοχές και στον Ισημερινό, ενώ υψηλές τιμές βρίσκονται στις υποτροπικές ζώνες (Σχήμα 21). Σχήμα 21. Επιφανειακή κατανομή αλατότητας στον Ατλαντικό Ωκεανό. Η ζωνώδης γεωγραφική κατανομή της αλατότητας συνδέεται κατά κύριο λόγο με τη βροχόπτωση (precipitation) και την εξάτμιση (evaporation). Το Σχήμα 22 δείχνει την επιφανειακή κατανομή της αλατότητας κατά μήκος ενός μεσημβρινού, σε σχέση με την τιμή διαφοράς της βροχόπτωσης από την εξάτμιση. Οι μέγιστες τιμές αλατότητας βρίσκονται στα γεωγραφικά πλάτη όπου η ετήσια εξάτμιση είναι μεγαλύτερη από την ετήσια βροχόπτωση. Σχήμα 22. Κατανομή μέσης ετήσιας επιφανειακής αλατότητας κατά μήκος ενός μεσημβρινού, σε σύγκριση με τη διαφορά εξάτμισης και βροχόπτωσης (Ε-Ρ). 37

Άλλοι παράγοντες που επηρεάζουν την αλατότητα δίνονται στο παρακάτω Πίνακα 4. Πίνακας 4. Παράγοντες που αυξάνουν ή ελαττώνουν την αλατότητα των ωκεανών. Αύξηση αλατότητας Εξάτμιση Σχηματισμός πάγου Επιφανειακή κυκλοφορία (advection of more saline water) Μείξη με πιο αλμυρά νερά Διάλυση αλατούχων αποθέσεων Μείωση αλατότητας Βροχόπτωση Λιώσιμο πάγου Επιφανειακή κυκλοφορία (advection of less saline water) Μείξη με λιγότερο αλμυρά νερά Έκχυση γλυκών υδάτων από ποταμούς και παγετώνες. Το Σχήμα 23 δίνει τη μέση ετήσια κατανομή της διαφοράς Ε-Ρ στην επιφάνεια της Γης, καθώς και τις κυριότερες διευθύνσεις μεταφοράς των υδρατμών στην ατμόσφαιρα, και εξηγεί έτσι τη κατανομή των μεγίστων και ελαχίστων της αλατότητας στην επιφάνεια των ωκεανών. Προκύπτει ότι το μέγιστο της αλατότητας βρίσκεται στις υποτροπικές περιοχές, όπου η εξάτμιση υπερισχύει της βροχόπτωσης λόγω των αλληγών ανέμων (trading winds). Η ατμοσφαιρική κυκλοφορία μεταφέρει τους υδρατμούς αυτούς προς τον Ισημερινό και τα μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη, όπου με την συμπύκνωσή τους μετατρέπονται σε βροχή, οδηγώντας σε ελάχιστα αλατότητας στις περιοχές αυτές. Σχήμα 23. Επιφανειακή κατανομή αλατότητας και περιοχές μέγιστης αλατότητας στον Ωκεανό. Κοντά στη ξηρά, οι τιμές της αλατότητας παρεκκλίνουν σημαντικά από τις προαναφερθείσες τιμές. Οι παρεκκλίσεις αυτές βρίσκονται κυρίως σε περιοχές όπου: α) υπάρχει μεγάλη έκχυση γλυκών υδάτων, όπως το Δέλτα του Αμαζονίου, 38

β) μεγάλη εξάτμιση, όπως σε λιμνοθάλασσες, γ) η επικοινωνία με τη θάλασσα είναι περιορισμένη, όπως Μεσόγειος Θάλασσα, Ερυθρά Θάλασσα και Μαύρη Θάλασσα. Κατανομή της αλατότητας με το βάθος Η κατανομή της αλατότητας με το βάθος δεν είναι εύκολο να συνοψισθεί όσο αυτή της θερμοκρασίας. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι η ευσταθής ισορροπία της υδάτινης στήλης εξαρτάται κυρίως από τη θερμοκρασία (εκτός των πολικών περιοχών). Έτσι, τα νερά υψηλής θερμοκρασίας (μικρής πυκνότητας) βρίσκονται στην επιφάνεια και τα νερά χαμηλής θερμοκρασίας (μεγάλης πυκνότητας) σε μεγαλύτερα βάθη. Οι αλατότητες των ωκεανών δεν είναι ικανές να επηρεάσουν τόσο σημαντικά τη πυκνότητα, ώστε να μεταβάλουν τη δομή της υδάτινης στήλης. Έτσι, στα ανώτερα στρώματα των ωκεανών, μπορεί να υπάρχουν νερά χαμηλής ή υψηλής αλατότητας. Το Σχήμα 24 παρουσιάζει τυπικά προφίλ αλατότητας για μικρά, μέσα και μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, για τον Ατλαντικό και τον Ειρηνικό Ωκεανό. Στα προφίλ αυτά φαίνεται ότι στα μικρά γεωγραφικά πλάτη η αλατότητα είναι μέγιστη στα επιφανειακά στρώματα, αποκτά ένα ελάχιστο μεταξύ 600 1000 μ. και αυξάνεται συνεχώς από τα 1000 2000 μ. Στα υψηλά γεωγραφικά πλάτη, όπου η αλατότητα είναι χαμηλή, η τιμή της αυξάνεται συνέχεια μέχρι τα 2000 μ. Στις τροπικές περιοχές η αλατότητα αποκτά μέγιστο μεταξύ 100 200 μ. λόγω της βύθισης νερού μεγάλης αλατότητας στις τροπικές ζώνες. Σχήμα 24. Κατακόρυφα προφίλ αλατότητας στον Ατλαντικό Ωκεανό. 39

Στις παράκτιες περιοχές, όπου χύνονται μεγάλοι ποταμοί, δημιουργείται μία ζώνη απότομης αύξησης της αλατότητας (αλοκλινές, halocline) που αποτελεί τη διαχωριστική επιφάνεια μεταξύ του επιφανειακού στρώματος γλυκού νερού και του βαθύτερου στρώματος υψηλής αλατότητας. Διατήρηση του Όγκου Υδάτινης Μάζας Η αρχή της διατήρησης του όγκου (όπως αυτή προκύπτει από την εξίσωση της συνέχειας), προκύπτει από την αποδοχή της ασυμπιεστότητας του νερού. Θεωρεί ότι όταν το νερό εισρέει σε ένα κλειστό ταμιευτήρα, η αρχή διατήρησης του όγκου απαιτεί την εκροή ίσου όγκου νερού από το ταμιευτήρα αυτό. Ταμιευτήρες, όπως οι κλειστοί κόλποι, τα φιορδς, οι λίμνες και οι λιμνοθάλασσες, αλλά και οι μεγάλες κλειστές λεκάνες, όπως η Μεσόγειος, αποτελούν περιοχές εφαρμογής της αρχής διατήρησης του όγκου (Σχήμα 25). Σχήμα 25. Σχηματικό διάγραμμα εισροών και εκροών νερού σε μία λεκάνη, για την εφαρμογή της Αρχής Διατήρησης του Όγκου. Για παράδειγμα, πολλά φιόρδ της Νορβηγίας ή του Καναδά, δέχονται τα νερά μεγάλων ποταμών που χύνονται σε αυτά, όμως η μέση στάθμη της θάλασσας στις λεκάνες αυτές παραμένει ίδια. Αυτό σημαίνει ότι θα πρέπει να υπάρχει μία ταυτόχρονη εκροή του νερού από τη λεκάνη με ρυθμούς ίσους με αυτούς της εισροής. Το ωκεάνιο όριο του φιόρδ αποτελεί το σημείο εκροής, και αν μετρήσουμε τα ρεύματα στη περιοχή αυτή θα διαπιστώσουμε ότι η μέση κυκλοφορία του επιφανειακού στρώματος οδηγεί το νερό έξω από το φιόρδ. Μετρώντας τις ταχύτητες του επιφανειακού στρώματος βρίσκουμε μεγαλύτερους ρυθμούς εκροής του νερού από αυτούς με τους οποίους το νερό εισέρχεται στο φιόρδ μέσω των ποταμών. Το γεγονός αυτό οφείλεται στην εισροή 40

νερού από το πυθμιαίο στρώμα στο ωκεάνιο άκρο, έτσι ώστε να βρίσκεται σε ισχύ η αρχή διατήρησης του όγκου. Αυτό οφείλεται στο γεγονός ότι το νερό που εισρέει στη λεκάνη από το ποτάμι είναι χαμηλής αλατότητας, άρα και πυκνότητας, και συνεπώς κινείται στο επιφανειακό στρώμα. Ωστόσο, κατά τη κίνησή του μέσα στο φιόρδ, αναμιγνύεται με νερό μεγαλύτερης αλατότητας, οπότε το εξερχόμενο νερό έχει μεγαλύτερη πυκνότητα από το νερό που εισέρχεται στη λεκάνη. Έτσι η πυθμιαία ροή μετακινεί υδάτινες μάζες μεγάλης αλατότητας ώστε να αντικαταστήσουν την ποσότητα αλάτων που απομακρύνθηκε από τη λεκάνη. Ο τύπος αυτής της κυκλοφορίας απαντάται συνήθως σε ποταμο-εκβολές (estuaries) και ονομάζεται estuarine circulation. Αν στο παραπάνω σύστημα λάβουμε υπόψη και τη ποσότητα νερού που εισέρχεται μέσω βροχόπτωσης και αυτής που εξέρχεται μέσω εξάτμισης, από τη παραπάνω λεκάνη, μπορούμε να γράψουμε τη παρακάτω εξίσωση για τη διατήρηση του όγκου : V i + R + P = V o + E ή αλλιώς V o V i = (R + P) E = X όπου V αναφέρεται στη μεταφορά όγκου και εκφράζει τη ροή σε μονάδες m 3 /sec. Η δεύτερη εξίσωση αναφέρει ότι η καθαρή εκροή αλμυρού νερού εξισορροπεί τη καθαρή εισροή γλυκού νερού μέσα στη λεκάνη (όταν θεωρήσουμε τις μέσες ποσότητες για ένα σχετικά μεγάλο χρονικό διάστημα). Το παράδειγμα αυτό δείχνει τη κατάσταση ισορροπίας (steady state) του συστήματος. Διατήρηση Αλάτων Η αρχή διατήρησης των αλάτων θεωρεί ότι στον ωκεανό, η συνολική ποσότητα των διαλελυμένων αλάτων παραμένει σταθερή στο χρόνο. Ωστόσο, τα ποτάμια της Γης προσφέρουν περίπου 3 Χ 10 12 kg διαλυμένων αλάτων το χρόνο. Η συνολική ποσότητα διαλυμένων αλάτων στο παγκόσμιο ωκεανό είναι περίπου 5 Χ 10 19 kg, με αποτέλεσμα η ποσότητα αλάτων που εισέρχεται κάθε χρόνο από τα ποτάμια να αυξάνει την αλατότητα του ωκεανού κατά 17 εκατομμυριοστά το έτος. Όμως, τα όργανα μέτρησης της αλατότητας έχουν ακρίβεια ±0.0003%ο. Αυτό σημαίνει ότι οι ωκεανοί αυξάνουν την αλατότητά τους κάθε χρόνο κατά ένα ποσό που δεν είναι δυνατό να μετρηθεί από τα σημερινά σύγχρονα όργανα. Ωστόσο, για καθαρά πρακτικούς σκοπούς μπορούμε να θεωρήσουμε ότι η αλατότητα των ωκεανών παραμένει σταθερή στο χρόνο. 41

Η αρχή διατήρησης της αλατότητας έχει εφαρμοσθεί με επιτυχία, τόσο στο παγκόσμιο ωκεανό, όσο και σε επιμέρους λεκάνες, όπως η Μεσόγειος, κλειστοί κόλποι ή φιόρδ. Η αρχή διατήρησης της αλατότητας εκφράζεται ως εξής : V i ρ i S i = V o ρ o S o όπου S i, S o είναι οι αλατότητες της εισερχόμενης και της εξερχόμενης υδάτινης μάζας, και ρ i, ρ o είναι οι αντίστοιχες πυκνότητες. Εφόσον οι δύο πυκνότητες διαφέρουν μεταξύ τους κατά περίπου 3%, (η διαφορά μεταξύ του γλυκού και του αλμυρού νερού), οι πυκνότητες μπορούν να μη ληφθούν υπόψη στην εξίσωση, οπότε: V i S i = V o S o Ο συνδυασμός της παραπάνω εξίσωσης με αυτή της διατήρησης του όγκου, δίνει την εξίσωση Knudsen ως εξής: V i = X S o / (S i S o ) και V ο = X S i / (S i S o ) Παραδείγματα εφαρμογής των παραπάνω εξισώσεων Α. Η Μεσόγειος θάλασσα Στη Μεσόγειο θάλασσα, η εξάτμιση υπερέχει της βροχόπτωσης και της ποτάμιας απορροής (Ε > (R+P), και το Χ είναι αρνητικό), με αποτέλεσμα να υπάρχει έλλειμμα όγκου στη λεκάνη. Για τη εξισορρόπηση αυτού του ελλείμματος, υπάρχει μία εισροή νερού χαμηλής αλατότητας από τον Ατλαντικό ωκεανό, μέσω των Στενών του Γιβραλτάρ. Το Σχήμα 26 δείχνει την εισροή νερού χαμηλής αλατότητας από τον Ατλαντικό προς τη Μεσόγειο, μέσω του επιφανειακού στρώματος στα Στενά του Γιβραλτάρ, και μία εκροή νερού υψηλής αλατότητας, μέσω του πυθμιαίου στρώματος των στενών. Οι δύο λόγοι αλατότητας των εξισώσεων Knudsen έχουν τιμές περίπου 25, γεγονός που σημαίνει ότι ο όγκος της εκροής αλμυρού νερού (V o ) είναι κατά 25 φορές μεγαλύτερος από τον όγκο της εισροής γλυκού νερού (V i ). Μετρήσεις πεδίου στη περιοχή των Στενών Γιβραλτάρ δίνουν μία μέση εισροή V i = 1.75 X 10 6 m 3 /sec. Αυτό σημαίνει ότι ο όγκος εκροής V o = 1.68 X 10 6 m 3 /sec και ότι Χ = (R+P)-E = -7 X 10 4 m 3 /sec, δηλ. η εξάτμιση υπερέχει της ποτάμιας εισροής κατά 7 Χ 10 4 m 3 /sec. Η παραπάνω τιμή του V i σημαίνει μία συνολική εισροή 5.5 Χ 10 4 km 3 /yr, που σημαίνει ότι απαιτούνται περίπου 70 έτη για να γεμίσουμε με νερό τη Μεσόγειο Θάλασσα (όγκος Μεσογείου = 3.8 Χ 10 6 km 3 ). Αυτός ο χρόνος αποτελεί και μία εκτίμηση του χρόνου παραμονής (residence time), δηλ. του χρόνου που απαιτείται για την αντικατάσταση 42

του νερού της Μεσογείου. Η εκροή του όγκου V i αποτελεί σημαντική πηγή θρεπτικών για το μέσου βάθους νερό του Ατλαντικού Ωκεανού. Σχήμα 26. Σχηματικό διάγραμμα εισροών και εκροών νερού για α) τη Μεσόγειο και β) τη Μαύρη Θάλασσα. Β. Η Μαύρη Θάλασσα Για τη Μαύρη Θάλασσα, οι λόγοι αλατότητας είναι 1 και 2 αντίστοιχα, που σημαίνει ότι οι ροές αλμυρού νερού V i, V o είναι της ίδιας τάξης μεγέθους με την εισροή γλυκού νερού. Μετρήσεις πεδίου έδειξαν ότι V i = 6 X 10 3 m 3 /sec και V ο = 13 X 10 3 m 3 /sec, οπότε Χ = (R + P) E = 6.5 X 10 3 m 3 /sec είναι η μέση καθαρή εισροή γλυκού νερού στη Μαύρη Θάλασσα. Στη περίπτωση αυτή, η τιμή του V i σημαίνει ότι η εισροή αλμυρού νερού από τη Μεσόγειο, μέσω του Βόσπορου, είναι της τάξης των 0.02 Χ 10 4 km 3 /yr. Συγκρινόμενη η τιμή αυτή με τον όγκο της Μαύρης Θάλασσας που είναι 0.6 Χ 10 6 km 3, προκύπτει ένας μέσος χρόνος παραμονής ενός μορίου νερού της τάξης των 3000 ετών. 43