ΓΕΩΡΓΙΟΣ ΣΥΛΑΙΟΣ Πολυτεχνική Σχολή Ξάνθης ΔΗΜΟΚΡΙΤΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΡΑΚΗΣ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ

ΓΕΩΡΓΙΟΣ ΣΥΛΑΙΟΣ Πολυτεχνική Σχολή Ξάνθης ΔΗΜΟΚΡΙΤΕΙΟ ΠΑΝΕΠΙΣΤΗΜΙΟ ΘΡΑΚΗΣ ΦΥΣΙΚΗ ΩΚΕΑΝΟΓΡΑΦΙΑ ΞΑΝΘΗ - ΙΑΝΟΥΑΡΙΟΣ 2006

ΚΕΦΑΛΑΙΟ 1 ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΚΑΙ ΠΑΡΑΜΕΤΡΟΙ ΘΑΛΑΣΣΙΝΟΥ ΝΕΡΟΥ Το θαλασσινό νερό είναι ένα σύνθετο διάλυμα διαλυμένων μετάλλων, ιχνοστοιχείων και αλάτων. Η φύση του ωκεάνιου νερού είναι όμοια με αυτή του αποσταγμένου νερού, με τη μόνη διαφορά ότι η σύσταση του ωκεάνιου νερού μεταβάλλεται από : (1) την επίδραση των θαλάσσιων οργανισμών στο νερό, και (2) την επίδραση των γεωλογικών σχηματισμών που περιβάλλουν το παγκόσμιο ωκεανό. Το νερό είναι η μόνη ουσία στο πλανήτη Γη που βρίσκεται ταυτόχρονα και στις τρεις φάσεις της ύλης, δηλ. τη στερεά (με τη μορφή του πάγου), την υγρή (με τη μορφή του νερού) και την αέρια (με τη μορφή των υδρατμών). Η χημική σύσταση του νερού του προσδίδει ιδιαίτερα χαρακτηριστικά και μοναδικές ιδιότητες που θα μελετήσουμε στη συνέχεια. Το νερό αποτελείται από δύο άτομα θετικά φορτισμένου υδρογόνου (τοποθετημένα σε γωνία 105 ο μεταξύ τους) και ένα μόνο άτομο αρνητικά φορτισμένου οξυγόνου. Τα ηλεκτρόνια των ατόμων υδρογόνου βρίσκονται τοποθετημένα ελαφρά προς τη πλευρά του ατόμου οξυγόνου, αφήνοντας τα πρωτόνια των ατόμων υδρογόνου μερικώς εκτεθειμένα. Η διάταξη αυτή έχει σαν αποτέλεσμα το μόριο του νερού να παρουσιάζει ελαφρά ηλεκτρική πολικότητα και να συμπεριφέρεται σαν ηλεκτρικό δίπολο (Σχήμα 1). Σχήμα 1. (Aριστερά) Διάταξη ατόμου οξυγόνου (Ο) και δύο ατόμων υδρογόνου (Η) στο μόριο νερού. Η γωνία μεταξύ των θετικά φορτισμένων ατόμων είναι 105 ο, η οποία είναι πολύ κοντά στη γωνία ενός τετραέδρου. (Δεξιά) Αλληλοεπίδραση δύο μορίων νερού στη τετραεδρική διάταξη ενός δεσμού υδρογόνου. 2

Αυτή η μοριακή πολικότητα έχει σαν αποτέλεσμα την υψηλή διηλεκτρική σταθερά του νερού (δηλ. την δυνατότητα να αντιστέκεται σε εφαρμοζόμενα ηλεκτρικά πεδία), και την υψηλή διαλυτική ικανότητα. Το νερό είναι ικανό να διαλύει τις περισσότερες ουσίες από κάθε άλλο υγρό. Σαν αποτέλεσμα, οι διαλυμένες ουσίες, αυξάνουν την ηλεκτρική αγωγιμότητα του νερού. Η ιδιότητά του αυτή επεξηγεί την μεγάλη παρουσία αλάτων στον ωκεανό (Σχήμα 2). Σχήμα 2. Το χλωριούχο νάτριο (NaCl) είναι το κύριο συστατικό του άλατος στο νερό. Το διάγραμμα δείχνει πως στην ένυδρη μορφή του προκαλεί τα μόρια του νερού να έλκονται μεταξύ τους, π.χ., τα θετικά φορτισμένα υδρογονο-κατιόντα με τα χλωροιόντα και με τα αρνητικά φορτισμένα ιόντα οξυγόνου με τα θετικά ιόντα νατρίου. Η διπολική φύση του νερού του δίνει τη δυνατότητα πολυμερισμού, δηλ. σχηματισμού αλυσίδων μορίων, μέσω ηλεκτροστατικών δυνάμεων που συνδέουν το άτομο του οξυγόνου ενός μορίου με τα άτομα υδρογόνου γειτονικών μορίων, που ονομάζονται δυνάμεις van der Waals. Ένα σημαντικό ποσό ενέργειας καταναλώνεται στη σύνδεση των μορίων αυτών, γεγονός που εξηγεί την ικανότητα του ωκεανού να απορροφά θερμική ενέργεια την οποία δύσκολα αποδίδει στο περιβάλλον. Στις αλυσίδες αυτές μπορούν να διεισδύσουν θετικά φορτισμένα ιόντα Na + και αρνητικά φορτισμένα ιόντα Cl - δημιουργώντας το αλμυρό νερό των ωκεανών. Η αλυσιδωτή αυτή δομή των μορίων νερού του δίνει πολύ αυξημένη επιφανειακή τάση, η οποία εμφανίζεται στην επιφάνεια του ωκεανού με τη μορφή μικροκυματώσεων (ripples) των οποίων η γενεσιουργός δύναμη είναι η τριβή μεταξύ αέρα και νερού. Συνοψίζουμε τις θερμικές ιδιότητες του νερού στα παρακάτω : 1.Υψηλή Θερμοχωρητικότητα (Heat Capacity) η οποία οφείλεται στη παρουσία των δεσμών υδρογόνου στο εσωτερικό του μορίου του νερού. Η θερμοχωρητικότητα του νερού είναι : 3

C p = 1 cal όπου 1 cal η ποσότητα της θερμότητας που απαιτείται για την ανύψωση της θερμοκρασίας 1 γραμ. νερού κατά 1 ο C. 2. Υψηλά Σημεία Στερεοποίησης και Βρασμού, τα οποία ορίζουν το άνω και κάτω όριο της κλίμακας Κελσίου. Ο 0 C Σημείο Στερεοποίησης (Freezing Point) 100 0 C Σημείο Βρασμού (Boiling point) 3. Υψηλή λανθάνουσα θερμότητα υγροποίησης και εξάτμισης. Η λανθάνουσα θερμότητα υγροποίησης είναι η θερμότητα που απαιτείται ώστε 1 γραμ. μίας ουσίας να μεταβάλλει τη φάση της από στερεά σε υγρή (η μετατροπή αυτή της φάσης της συνοδεύεται από τη διάλυση των εσωτερικών δεσμών). Η λανθάνουσα θερμότητα υγροποίησης του νερού (Melting Latent Heat) είναι της τάξης των 80 cals/gr. Η λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης είναι η θερμότητα που απαιτείται ώστε 1 γραμ. μίας ουσίας να μεταβάλλει τη φάση της από υγρή σε αέρια (διάλυση εσωτερικών δεσμών). Η λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης (Evaporation Latent Heat) του νερού είναι 540 cals/gr (Σχήμα 3). Temperature 120 100 80 60 40 20 Vapor Vaporization Latent Heat 540 cals Water 0 Melting Latent Heat -20 80 cals Ice -40 0 200 400 600 800 Calories Σχήμα 3. Διάγραμμα μεταβολών φάσης και απαιτούμενης θερμότητας για το απεσταγμένο νερό. Γνωρίζουμε ότι το νερό εξατμίζεται στους 100 ο C. Ωστόσο, η μέση θερμοκρασία των ωκεανών είναι 20 ο C περίπου. Για να εξατμισθεί 1 γραμ νερού στους 20 ο C απαιτεί θερμότητα 585 cals. Η επιπλέον θερμότητα που απαιτείται προσφέρεται από τα γειτονικά μόρια νερού. Άρα, η θερμότητα μεταφέρεται από τα υγρά μόρια νερού σε 4

αυτό που θα εξατμισθεί. Έτσι εξηγείται η πτώση της θερμοκρασίας κατά την εξάτμιση. Η εξάτμιση μεταφέρει θερμότητα από τον ωκεανό στην ατμόσφαιρα με τη μορφή υδρατμών. Η υγροποίηση των υδρατμών αποδίδει τη θερμότητα στο περιβάλλον και επηρεάζει σημαντικά το παράκτιο κλίμα. 4. Υψηλή Επιφανειακή Τάση (Surface Tension) η οποία οφείλεται στους ισχυρούς δεσμούς υδρογόνου οι οποίοι στην επιφάνεια του νερού είναι δεσμοί οριζόντιας διεύθυνσης. Εμφάνιση τριχοειδών φαινομένων σε περίπτωση γυάλινου δοχείου μικρής διατομής και κυρτώδους επιφάνειας σε περίπτωση πλαστικού δοχείου μεγάλης διατομής. Φυσικές Ιδιότητες Νερού 1. Θερμοκρασία νερού (Water temperature) Η θερμοκρασία είναι μία θερμοδυναμική ιδιότητα κάθε ρευστού η οποία εκφράζει τη ποσότητα θερμικής ενέργειας που περιέχει στη μάζα του. Κύριες μονάδες μέτρησης θερμοκρασίας είναι οι βαθμοί Κελσίου ( o C), οι βαθμοί Φαρεναϊτ ( ο F) και οι βαθμοί Κέλβιν ( ο Κ). Σώμα μηδενικής θερμότητας σημαίνει ότι βρίσκεται σε θερμοκρασία 273 ο C ή σε θερμοκρασία 0 ο Κ (απόλυτο μηδέν). Η θερμότητα και θερμοκρασία συνδέονται μεταξύ τους μέσω της εξίσωσης της ειδικής θερμότητας, η οποία υπολογίζει τη θερμότητα ανά μονάδα όγκου Q (Joules), Q = ρ c Τ, Όπου ρ πυκνότητα νερού (kg/m 3 ), c ειδική θερμότητα νερού (J/kg o C), Τ θερμοκρασία νερού ( ο Κ). Η χρονική μεταβολή θερμότητας (J/sec) εκφράζεται σε Watts. Σε κατάσταση ισορροπίας, η ροή θερμότητας ανά μονάδα επιφάνειας (Watts/m 2 ) ισούται με την ενέργεια ανά μονάδα χρόνου ανά μονάδα επιφάνειας. Χρησιμοποιώντας την παραπάνω εξίσωση της ειδικής θερμότητας προκύπτει ότι η μεταβολή της θερμοκρασίας κατά 1 ο C σε στήλη νερού βάθους 100 μ και επιφάνειας 1 μ 2 σε χρόνο 30 ημερών απαιτεί θερμότητα της τάξης των : Q = (ρ c dt V)/dt Q = 1025 (kg/m 3 ) 3850 (J/(kg o C)) 1 o C 100 m 3 / (30 24 3600 sec) = 152 Watts/m 2 Μέθοδοι μέτρησης θερμοκρασίας : 5

1. Ανεστραμμένα θερμόμετρα Negretti (1874) Ακρίβεια 0,004 ο C και επαναληψιμότητα 0,002 ο C. 2. Thermistors, ηλεκτρονικά όργανα Ακρίβεια 0,002 o C και επαναληψιμότητα 0,0005-0,001 ο C 2. Αλατότητα (Salinity) και Αγωγιμότητα (Conductivity) Το θαλασσινό νερό είναι διάλυμα που περιέχει σχεδόν όλα τα γνωστά στοιχεία. Πρόκειται για ιόντα στοιχείων που διαλύθηκαν προερχόμενα από το στερεό φλοιό της Γης. Η συγκέντρωση αλάτων στο νερό μεταβάλλεται χωρικά και χρονικά. Ωστόσο, η αναλογία των ιόντων στο θαλασσινό νερό παραμένει σταθερή στο χώρο και το χρόνο (Dittmar constancy of composition), γεγονός που καταδεικνύει τη συνεχή και πολύ αποτελεσματική μείξη που λαμβάνει χώρα στο εσωτερικό των ωκεανών. Ο Πίνακας 1 παρουσιάζει την ιοντική σύσταση του θαλασσινού νερού. Πίνακας 1. Ιοντική (κατά βάρος) σύσταση θαλασσινού νερού. Ιόν Σύμβολο Ποσοστό συμμετοχής στο θαλασσινό νερό Χλώριο Cl - 55,04 Νάτριο Na + 30,62 Θεϊκή ρίζα -- SO 4 7,68 Μαγνήσιο Mg ++ 3,69 Ασβέστιο Ca ++ 1,15 Κάλιο K + 1,10 Ανθρακικά ιόντα - HCO 3 0,41 Το θαλασσινό νερό αποτελείται από 96,5% κατά βάρος νερό και 3,5% διαλυμένες στερεές ουσίες. Η παρατήρηση της σταθερής αναλογίας των παραπάνω στοιχείων, σημαίνει πρακτικά ότι η μέτρηση ενός μόνο συστατικού είναι σε θέση να μας δώσει δεδομένα για τη περιεκτικότητα και των υπόλοιπων των συστατικών του θαλασσινού νερού. Ταυτόχρονα όμως, υπάρχουν σημαντικές μεταβολές στην ολική συγκέντρωση των διαλυμένων στο θαλασσινό νερό αλάτων από περιοχή σε περιοχή και μεταξύ διαφορετικών βαθών στην ίδια θέση. Αυτό σημαίνει ότι υπάρχουν στον ωκεανό διεργασίες που βοηθούν τη συγκέντρωση ή την αραίωση αλάτων σε συγκεκριμένες περιοχές. Η συνολική ποσότητα των διαλυμένων συστατικών στο θαλασσινό νερό ονομάζεται αλατότητα, η οποία ορίζεται ως η ποσότητα στερεών συστατικών σε γραμμάρια που περιέχεται σε ένα κιλό θαλασσινού νερού, όταν όλα τα ανθρακικά ιόντα έχουν μετατραπεί σε οξείδια, τα ιόντα ιωδίου και βρωμίου έχουν αντικατασταθεί από ιόντα χλωρίου και ολόκληρο το οργανικό υλικό έχει τελείως οξειδωθεί. Η μέση 6

αλατότητα του θαλασσινού νερού είναι S = 35%o ή S = 35 ppt (35 μέρη αλάτων σε χίλια μέρη νερό). Για το προσδιορισμό της αλατότητας χρησιμοποιούμε συνήθως τη χλωριότητα (Chlorinity), δηλ. τη μάζα των ιόντων χλωρίου, βρωμίου και ιωδίου που υπάρχουν σε καθορισμένη μάζα νερού, στο οποίο επενεργεί άργυρος, θεωρώντας ότι οι μικρές ποσότητες των ιόντων βρωμίου και ιωδίου έχουν αντικατασταθεί από ιόντα χλωρίου. Η κύρια αντίδραση που λαμβάνει χώρα για το προσδιορισμό της χλωριότητας είναι : Cl - - + AgNO 3 AgCl + NO 3 Ο χλωριούχος άργυρος δημιουργεί ίζημα λευκού χρώματος, όμως για τον ακριβή προσδιορισμό των ιόντων χλωρίου απαιτείται η γνώση της ακριβούς ποσότητας του νιτρικού αργύρου ο οποίος προστίθεται στο διάλυμα. Μετά το προσδιορισμό της χλωριότητας, η αλατότητα προσδιορίζεται από το τύπο : S (% ο ) = 1,80655 Cl - (% ο ) Η με το παραπάνω τρόπο προσδιορισθείσα αλατότητα καλείται απόλυτη αλατότητα (absolute salinity). Από το 1979 και μετά ο τρόπος αυτός προσδιορισμού της αλατότητας εγκαταλείφθηκε και αντικαταστάθηκε από το προσδιορισμό της αλατότητας μέσω μίας πιο σύνθετης σχέσης που περιλαμβάνει την χλωριότητα, την πυκνότητα και την ηλεκτρική αγωγιμότητα του θαλασσινού νερού. Η αλατότητα που προκύπτει με το νέο τρόπο προσδιορισμού καλείται πρακτική αλατότητα (practical salinity). Η πρακτική αλατότητα μπορεί να προβληθεί στη κλίμακα πρακτικής αλατότητας η οποία βασίζεται σε καθορισμένο δείγμα νερού (standard seawater) που σε κανονική πίεση και θερμοκρασία 15 ο C έχει ηλεκτρική αγωγιμότητα ίση με αυτή διαλύματος χλωριούχου καλίου με 31,4357 γρ. KCl ανά χιλιόγρ. διαλύματος. Το προκαθορισμένο αυτό δείγμα προέρχεται από το Β. Ατλαντικό και καλείται νερό Κοπενγχάγης. Ο προσδιορισμός της αλατότητας γίνεται με τους παρακάτω τρόπους : (1) Εξάτμιση δείγματος νερού και τη ζύγιση βάρους των εναπομεινάντων στερεών συστατικών. (2) Προσδιορισμός ιόντων χλωρίου, βρωμίου, ιωδίου που συνθέτουν τη παράμετρο της χλωριότητας και συσχέτιση της χλωριότητας με την αλατότητα μέσω του τύπου : S = 1,80655 Cl - (ακρίβεια 0,025). Η χλωριότητα μετριέται με ένα αλατόμετρο το οποίο χρησιμοποιεί την ηλεκτρική αγωγιμότητα του νερού (την ικανότητα του νερού να επιτρέπει ηλεκτρικό ρεύμα να διέρχεται από το εσωτερικό του) για να μετρήσει τη ποσότητα των ελεύθερων ιόντων στο νερό. 7

(3) Προσδιορισμός αλατότητας μέσω αγωγιμότητας, C, η οποία είναι συνάρτηση της θερμοκρασίας, της αλατότητας και της πίεσης. C = f(t, S, p) Καλύτερα αποτελέσματα επιτυγχάνονται με τη μέθοδο (3) παρά με τη μέθοδο (2). Η μέτρηση της αγωγιμότητας γίνεται ταυτόχρονα με τη μέτρηση της θερμοκρασίας, ώστε να είναι δυνατή η απομόνωση της επίδρασης της θερμοκρασίας και να προσδιοριστεί η αλατότητα. Η ακρίβεια της μεθόδου είναι 0,001 0,004 ppt και η επαναληψιμότητά της είναι 0,001 ppt. Ο προσδιορισμός της αγωγιμότητας γίνεται με τους παρακάτω τρόπους : α) Με το σαλινόμετρο (salinometer) το οποίο μετρά το λόγο της αγωγιμότητας του δείγματος προς την αγωγιμότητα του Standard Sea Water. β) Με το CTD (Conductivity Temperature Depth meter), ένα αυτογραφικό όργανο που μετρά θερμοκρασία αγωγιμότητα και πίεση σε διάφορα βάθη της υδάτινης στήλης και υπολογίζει την αλατότητα του νερού. γ) Με το SeaCat, ένα τύπο CTD το οποίο σύρεται από το ερευνητικό σκάφος με σταθερή ταχύτητα και προγραμματίζεται για να κινείται μόνο του σε διάφορα βάθη της υδάτινης στήλης. Χρόνος παραμονής (residence time) ενός ιόντος του νερού καλείται ο μέσος χρόνος στον οποίο το συγκεκριμένο στοιχείο παραμένει στο νερό. Ο χρόνος παραμονής μετριέται σε έτη και για τον προσδιορισμό του θεωρούμε ότι ο ωκεανός βρίσκεται σε κατάσταση ισορροπίας (equilibrium condition) δηλ. οι εισροές της συγκεκριμένης ουσίας εξισώνονται με τις εκροές της. Έντονα ενεργά ιόντα, όπως ο σίδηρος έχουν χαμηλό χρόνο παραμονής της τάξης των 200 ετών ενώ άλλα στοιχεία όπως το χλώριο έχουν χρόνο παραμονής της τάξης των 100 εκατ. ετών. Ο χρόνος παραμονής ενός μορίου νερού υπολογίζεται σε 3.500 χρόνια. Εφόσον ορίσαμε το χρόνο παραμονής, μπορούμε να διακρίνουμε και τις ουσίες που περιέχονται στο νερό σε συντηρητικές (conservative) και μη-συντηρητικές (non-conservative). Συντηρητικά είναι τα στοιχεία και τα ιόντα με μεγάλο χρόνο παραμονής, που άρα είναι ομοιογενή σε ολόκληρο τον ωκεανό (π.χ., τα περισσότερα άλατα, αδρανή αέρια και το νερό το ίδιο). Έτσι θεωρούμε την αλατότητα του νερού ως μία συντηρητική παράμετρο, καθώς η τιμή της δεν μεταβάλλεται κατά τη διάρκεια των διαφόρων βιογεωχημικών αντιδράσεων στο εσωτερικό του ωκεανού, παρά μόνο από φυσικές διεργασίες όπως η μεταφορά υδάτινης μάζας (advection), η διάχυση (diffusion), η εξάτμιση (evaporation), η 8

βροχόπτωση (precipitation) και ο σχηματισμός πάγου (freezing). Μη συντηρητικά είναι τα στοιχεία με μικρό χρόνο παραμονής που επομένως παρουσιάζουν μεγάλη τοπική μεταβλητότητα (στοιχεία που μετέχουν σε βιολογικές διεργασίες, όπως Ο 2 και CO 2 και έντονα δραστικά ιόντα, όπως μέταλλα). 3. Πυκνότητα νερού (Water density) Η γνώση της θερμοκρασίας και της αλατότητας του νερού μας δίνει τη δυνατότητα α) αναγνώρισης των διαφόρων υδάτινων μαζών, και β) το προσδιορισμό της πυκνότητας νερού (μαζί με τη πίεση). Η πυκνότητα νερού είναι ιδιαίτερα σημαντική παράμετρος διότι καθορίζει το βάθος εξισορρόπησης της υδάτινης μάζας στη στήλη νερού. Η πυκνότητα νερού εκφράζεται σε kg/m 3 και στον ανοικτό ωκεανό κυμαίνεται μεταξύ 1021-1070 kg/m 3 (σε βάθος 10.000 μ). Για περισσότερη ευκολία συνήθως χρησιμοποιούμε τα 4 τελευταία δεκαδικά ψηφία της πυκνότητας: σ s,t,p = density - 1000 Επομένως, αντί να λέμε η πυκνότητα του νερού είναι 1,02542, λέμε ότι το νερό έχει σ = 25,42. Επειδή η πυκνότητα του νερού εξαρτάται από την αλατότητα, τη θερμοκρασία και τη πίεση (βάθος), αναφερόμαστε στην επιτόπια πυκνότητα (in-situ density), σ S,T,p. Σε πολλές περιπτώσεις η επίδραση πίεσης μπορεί να θεωρηθεί αμελητέα, οπότε ορίζεται η παράμετρος σ s,t,0 ή σ Τ (σίγμα-τ), η οποία εκφράζει τη διαφορά της πυκνότητας νερού όταν η ολική πίεση ισούται με την ατμοσφαιρική πίεση. Η σχέση μεταξύ της θερμοκρασίας (T), της αλατότητας (S), και της πυκνότητας (σ t ) είναι μη-γραμμική και δεν υπάρχει τύπος που να συνδέει τις παραπάνω παραμέτρους. Για το λόγο αυτό χρησιμοποιούμε πίνακες ή πολυωνυμικές εκφράσεις. Α. Επίδραση θερμοκρασίας & αλατότητας στη πυκνότητα. Το Σχήμα 4 δείχνει τις τιμές σ t για όλο το εύρος τιμών της θερμοκρασίας και αλατότητας. Προκύπτει ότι η μεταβολή του σ t σε σχέση με την αλατότητα είναι ομοιόμορφη σχεδόν σε όλη τη κλίμακα αλατότητας, ενώ η μεταβολή του σ t με τη θερμοκρασία δεν είναι ομοιόμορφη. Τα κύρια συμπεράσματα από τη μελέτη του παραπάνω σχήματος είναι: α) η μεταβολή της πυκνότητας είναι ομοιόμορφη για μεταβολές αλατότητας σε ολόκληρο το πεδίο τιμών της θερμοκρασίας & αλατότητας, β) η μεταβολή της πυκνότητας δεν είναι ομοιόμορφη για μεταβολές της θερμοκρασίας στο πεδίο τιμών των παραπάνω παραμέτρων, 9

γ) στις χαμηλές θερμοκρασίες (π.χ., πολικές περιοχές) η θερμοκρασία δεν είναι ο καθοριστικός παράγοντας για τη μεταβολή της πυκνότητας, δηλ. απαιτείται μεγάλη μεταβολή θερμοκρασίας για να μεταβληθεί η πυκνότητα, δ) στις μεγάλες θερμοκρασίες (π.χ., τροπικές περιοχές) είτε υψηλές είτε για χαμηλές αλατότητες ο καθοριστικός παράγοντας για τη μεταβολή της πυκνότητας είναι η θερμοκρασία. Σχήμα 4. Μεταβολή πυκνότητας σ t για διάφορες τιμές θερμοκρασίας και αλατότητας. Ο Πίνακας 2 παρουσιάζει τη μεταβολή της σ t με τη θερμοκρασία και την αλατότητα όπου φαίνεται ότι στις υψηλές θερμοκρασίες η παράμερος σ t μεταβάλλεται σημαντικά με το ΔΤ, ενώ στις χαμηλές θερμοκρασίες η παράμετρος σ t μεταβάλλεται λιγότερο με το ΔΤ (ειδικότερα στις χαμηλές αλατότητες). Αντίθετα, η μεταβολή του σ t με την αλατότητα είναι περίπου ίδια σε όλο το εύρος αλατότητας και θερμοκρασίας. Πίνακας 2. Μεταβολή σ t με τη θερμοκρασία και την αλατότητα. Δσ t για ΔΤ = +1 ο C Δσ t για ΔS = +0,5%o Αλατότητα 0 20 40 0 20 40 Θερμοκρασία 30-0,30-0,33-0,34 0,39 0,38 0,38 20-0,21-0,24-0,27 0,40 0,38 0,38 10-0,09-0,14-0,18 0,41 0,39 0,39 0 +0,07-0,01-0,17 043 0,40 0,40 Το Σχήμα 5 δείχνει τη σχέση μεταξύ του σημείου πήξης και της θερμοκρασίας της μέγιστης πυκνότητας καθώς αυξάνεται η αλατότητα. Στο σχήμα διακρίνουμε: α) τη συνεχή γραμμή που δείχνει τη θερμοκρασία στην οποία το νερό αποκτά τη μέγιστη πυκνότητά του για διάφορες τιμές αλατότητας, και β) τη διακεκομένη γραμμή που 10

δείχνει τη θερμοκρασία στην οποία το νερό της θάλασσας γίνεται πάγος, για διάφορες τιμές αλατότητας. Η γραμμή μέγιστης πυκνότητας ξεκινά από τους 4 ο C για S = 0 και καταλήγει στους 1,33 ο C για S = 24,7%o. Το σημείο αυτό έχει πολύ σημαντικές επιπτώσεις στο τρόπο πήξης γλυκού και αλμυρού νερού. Σχήμα 5. Μεταβολή σημείου μέγιστης πυκνότητας και σημείου πήξης του νερού για διάφορες τιμές θερμοκρασίας και αλατότητας. α) Νερό χαμηλής αλατότητας (νερό λιμνών και λιμνοθαλασσών) Στις χαμηλές θερμοκρασίες το θαλασσινό νερό, με αλατότητες μικρότερες του 24,7% ο, προσεγγίζει το σημείο μέγιστης πυκνότητας και βυθίζεται πριν παγώσει. Στα μεγαλύτερα βάθη η θερμοκρασία είναι υψηλότερη και το νερό θερμαίνεται και ανεβαίνει πάλι στην επιφάνεια, όπου ξανακρυώνει, δημιουργώντας έτσι μία συνεχή κατακόρυφη κυκλοφορία (overturning). Η καταβύθιση του επιφανειακού νερού συνεχίζεται μέχρις ότου ολόκληρη η υδάτινη στήλη αποκτήσει τη θερμοκρασία της μέγιστης πυκνότητας. Αυτό σημαίνει ότι μία λίμνη θα παγώσει το νερό της όταν ολόκληρη η υδάτινη στήλη βρεθεί σε θερμοκρασία μέγιστης πυκνότητας. Αυτός είναι και ο λόγος που ο πάγος σχηματίζεται μόνο στην επιφάνεια της λίμνης, στο στρώμα δηλαδή όπου προσεγγίζεται η θερμοκρασία τήξης. β) Νερό υψηλής αλατότητας (νερό ωκεανών) Για αλατότητες μεγαλύτερες από 24,7% ο η πτώση της θερμοκρασίας σε επίπεδα μικρότερα των -1.33 ο C, οδηγεί στην απότομη πήξη του θαλασσινού νερού, πριν αυτό αποκτήσει τη μέγιστη πυκνότητά του. Έτσι, το νερό παραμένει στην επιφάνεια όπου 11

και μετατρέπεται σε πάγο χωρίς να λαμβάνει χώρα κατακόρυφη κίνηση με τη μορφή overturning. Αυτό σημαίνει ότι ο ωκεανός σχηματίζει πάγο μόνο τοπικά στην επιφάνειά του, κάτω από σχετικά σπάνιες συνθήκες. Λόγω της μεγάλης ποσότητας θερμότητας που απαιτείται για να υποβιβάσει ένας ωκεανός πάχους 4 χλμ τη θερμοκρασία του σε σημείο πήξης, αυτός ο τύπος στερεοποίησης λαμβάνει χώρα μόνο σε ορισμένες παράκτιες περιοχές του Ατλαντικού και του Αρκτικού ωκεανού. Βέβαια, ο σχηματισμός πάγου δεν είναι τόσο απλό φυσικό φαινόμενο και εξαρτάται από πολλούς άλλους παράγοντες όπως: η στρωματοποίηση (stratification) στη στήλη του θαλασσινού νερού και το βάθος του νερού. Αυτοί οι δύο παράγοντες καθορίζουν το πάχος της υδάτινης στήλης που ενεργοποιείται με κατακόρυφες επαγωγικές κινήσεις (vertical convection) κατά τη διάρκεια της ψύξης. Έτσι, στις πολικές περιοχές όπου σχηματίζονται πάγοι έχει παρατηρηθεί ότι υπάρχει ένα «αλοκλινές» (halocline) σε βάθος 50-200 μ. με αποτέλεσμα τη δημιουργία δύο στρωμάτων. Το επιφανειακό στρώμα έχει μικρότερη αλατότητα και πυκνότητα και έτσι ψύχεται στη θερμοκρασία πήξης, χωρίς να γίνει πυκνότερο από το υποκείμενο στρώμα και να δημιουργηθούν συνθήκες αστάθειας. Β. Επίδραση της πίεσης στη πυκνότητα. Στη φυσική ωκεανογραφία συνήθως συγκρίνουμε υδάτινες μάζες σε παρόμοια βάθη, δηλ. σε παρόμοια επίπεδα πίεσης. Ωστόσο, θα πρέπει να σημειωθεί ότι η επίδραση της πίεσης στη πυκνότητα δεν είναι αμελητέα. Αυτό σημαίνει ότι το νερό δεν είναι τελείως ασυμπίεστο. Για παράδειγμα, ένα δείγμα νερού με S=35%o και Τ=0 ο C θα έχει πυκνότητα στην επιφάνεια της θάλασσας σ S,t,0 = 28,13, ενώ ένα δείγμα νερού σε βάθος 4.000 μ με S=35%o, Τ=0 ο C θα έχει πυκνότητα σ S,t,4000 = 48,49. Άμεσα συνδεόμενη με τη μεταβολή της πυκνότητας λόγω μεταβολής της πίεσης είναι και η μεταβολή της θερμοκρασίας, αν θεωρήσουμε ότι η υδάτινη μάζα δεν ανταλλάσσει θερμότητα με το περιβάλλον της (αδιαβατική μεταβολή). Έτσι, μία μάζα νερού με S = 35%o και θερμοκρασία Τ = 5 ο C που κατεβαίνει αδιαβατικά από την επιφάνεια της θάλασσας σε βάθος 4000 μ. θα αυξήσει τη θερμοκρασία της στους 5,45 ο C λόγω συμπίεσης. Αντίθετα, αν η θερμοκρασία ήταν 5 ο C σε βάθος 4.000 μ. και η μάζα νερού ανερχόταν αδιαβατικά στην επιφάνεια της θάλασσας, τότε η θερμοκρασία της θα μειωνόταν στους 4,56 ο C λόγω εκτόνωσης. Τούτο οφείλεται στο ότι κατά τη μεταφορά της μάζας στην επιφάνεια αυξάνεται ο όγκος της μάζας, λόγω ελάττωσης της πίεσης, με αποτέλεσμα να παράγεται έργο σε σχέση με την εξωτερική πίεση. Η αδιαβατική μεταβολή της θερμοκρασίας (δτ) σε συνάρτηση με τη πίεση δίνεται από το τύπο: 12

δ T β a = δp J C P T όπου β είναι ο συντελεστής θερμικής διαστολής του νερού, α είναι ο ειδικός όγκος (specific volume) που είναι ίσος με 1/ρ, Τ είναι η απόλυτη θερμοκρασία του νερού και C P είναι η ειδική θερμότητα του νερού σε σταθερή πίεση και J = 4.1862 X 10 7 (erg/cal) το μηχανικό ισοδύναμο θερμότητας. Επειδή δp = ρ g δz, η παραπάνω εξίσωση γίνεται : δ T β g T = δz J C P όπου δz είναι η μεταβολή του βάθους και g η επιτάχυνση της βαρύτητας. Αν λοιπόν η απόλυτη θερμοκρασία μίας μάζας νερού είναι Τ=278 ο Κ (δηλ. 5 ο C), β=1,57χ10-4 (degree -1 ) και C P =0.924 (cal gr -1 degree -1 ) τότε: δτ/δz = 0.11 o C ανά 1000 μ. Το γεγονός αυτό δείχνει τη σημαντική μεταβολή της θερμοκρασία με το βάθος. Η θερμοκρασία που καταγράφει το ωκεανογραφικό όργανο σε ένα βάθος ονομάζεται επιτόπια θερμοκρασία, Τ (in-situ temperature). Η θερμοκρασία που θα είχε η υδάτινη μάζα αν ανερχόταν αδιαβατικά από το βάθος που βρίσκεται στην επιφάνεια της θάλασσας, ονομάζεται δυναμική θερμοκρασία, θ (dynamic temperature). θ = T δt όπου Τ η επιτόπια θερμοκρασία και δτ η αδιαβατική μεταβολή της θερμοκρασίας. Συνεπώς, η δυναμική θερμοκρασία είναι πάντα μικρότερη της επιτόπιας θερμοκρασίας. Η δυναμική θερμοκρασία είναι πολύ χρήσιμη παράμετρος σύγκρισης, γιατί μας επιτρέπει να ανάγουμε την επιτόπια θερμοκρασία σε ένα επίπεδο, και επομένως μας επιτρέπει να συγκρίνουμε θερμοκρασίες από διάφορα βάθη, δίνοντας έτσι τη δυνατότητα ιχνηλάτησης των υδάτινων μαζών. Η πυκνότητα που έχει μία μάζα νερού όταν θεωρούμε τη δυναμική θερμοκρασία και την αλατότητά της ονομάζεται δυναμική πυκνότητα, σ θ. Γ. Ειδικός όγκος (specific volume) και ανωμαλία ειδικού όγκου (specific volume anomaly) Ο ειδικός όγκος (α) εκφράζεται σε m 3 /kg = 1/ρ και χρησιμοποιείται αντί της πυκνότητας σε πολλές περιπτώσεις. Ο επιτόπιος ειδικός όγκος γράφεται ως α S,T,p. 13

Συνήθως χρησιμοποιούμε την ανωμαλία ειδικού όγκου, δ, η οποία ορίζεται ως : δ = α S,T,p - α 35,0,p όπου α 35,0,p σημαίνει τον ειδικό όγκο ενός δείγματος τυποποιημένου ωκεανού (standard ocean) με S=35% o, T=0 o C για διάφορες τιμές πίεσης. Η παράμετρος δ (ανωμαλία ειδικού όγκου) περιέχει τις αποκλίσεις ενός τυπικού δείγματος θαλασσινού νερού από το τυποποιημένο δείγμα. O Knudsen (1901) εξέφρασε τα αποτελέσματα της θερμοκρασίας και αλατότητας των διαφόρων μαζών νερού, ως προς τον ειδικό όγκο α και την ανωμαλία ειδικού όγκου δ ως εξης : α (S,T,p) = α (35,0,p) + δ(s) + δ(τ) + δ(s,t) + δ(s,p) + δ(τ,p) + δ(s,t,p) Μπορούμε να ορίσουμε ως Δ(S,T) = δ(s) + δ(τ) + δ(s,t) τον όρο που εκφράζει την επίδραση της θερμοκρασίας και της αλατότητας στη πυκνότητα και καλείται θερμoστερική ανωμαλία (thermosteric anomaly). Προκύπτει ότι : Δ S T 1000, = ( 0. 97266) 10 3 m 3 kg 1 1000 + σ t Η θερμοστερική ανωμαλία αντιπροσωπεύει εξ ορισμού την απόκλιση του ειδικού όγκου ενός δείγματος νερού σε ατμοσφαιρική πίεση, από τον ειδικό όγκο τυποποιημένου ωκεανού με S=35% o, T=0 o C, p=ατμοσφαιρική. Στατική Ευστάθεια Ας θεωρήσουμε έναν ωκεανό στον οποίο η πυκνότητα αυξάνει με το βάθος, και ας υποθέσουμε ότι ένα σώμα νερού πυκνότητας ρ ο μετακινείται από το βάθος z o σε βάθος -z 1 χωρίς να συμβεί καμία μείξη με το περιβάλλον. Στη θέση z 1 το σώμα νερού έχει πυκνότητα ρ 1 όπου ρ 0 >ρ 1. Το νερό θα μετακινηθεί προς τα κάτω με μία επιτάχυνση ανάλογη της διαφοράς των δύο πυκνοτήτων. Αν θεωρήσουμε ότι δεν υπάρχει τριβή, και ότι η Γη δεν περιστρέφεται, τότε η επιτάχυνση δίνεται : dw ρ o ρ1 = g dt ρ 0 Μία τέτοια επιτάχυνση είναι της τάξης μερικών cm/sec 2 αλλά είναι πολύ μικρή σε σχέση με την επιτάχυνση της βαρύτητας. Ωστόσο, οι επιταχύνσεις αυτές είναι πολύ σημαντικές στη δημιουργία ρευμάτων στον ωκεανό. Αν (ρ 0 ρ 1 ) > 0, τότε το σώμα του νερού που θα μετακινηθεί θα επανέλθει στη θέση του και επομένως η υδάτινη στήλη βρίσκεται σε «ευσταθή ισορροπία» (stable stability). 14

Αν (ρ 0 ρ 1 ) < 0 είναι αρνητικό, τότε το σώμα του νερού θα μετακινηθεί από τη θέση και δεν θα επανέλθει και επομένως η υδάτινη στήλη θα βρίσκεται σε «ασταθή ισορροπία» (unstable stability). Αν (ρ 0 ρ 1 ) = 0 τότε το σώμα νερού μένει σε οποιαδήποτε θέση μετακινηθεί, οπότε η ισορροπία της υδάτινης στήλης λέγεται «ουδέτερη ισορροπία» (neutral stability). Από τα παραπάνω προκύπτει ότι η σταθερότητα ενός σώματος νερού στην υδάτινη στήλη εξαρτάται από τη μεταβολή της πυκνότητας με το βάθος (πυκνοβαθμίδα, density gradient) και δίνεται από το τύπο: 1 δρ E = ρ δz Αν Ε>0, τότε η κατάσταση ισορροπίας είναι ευσταθής. Αν Ε<0, τότε η κατάσταση ισορροπίας είναι ασταθής. Αν Ε=0, τότε η κατάσταση ισορροπίας είναι ουδέτερη. Επειδή η πυκνότητα είναι συνάρτηση της θερμοκρασίας Τ, της αλατότητας S και της πίεσης p, είναι πιο πρακτικό να υπολογίζουμε την τιμή της Ε σε σχέση με τις κατακόρυφες μεταβολές T(z), S(z) που μετρήθηκαν, λαμβάνοντας επιπλέον υπόψη και την επίδραση της πίεσης από την αδιαβατική μεταβολή της θερμοκρασίας. 1 p E = ρ S ds dz p dt dθ + ( ) T dz dz όπου dθ/dz υποδηλώνει τη αδιαβατική θερμοβαθμίδα. Ένας άλλος τρόπος υπολογισμού της ευστάθειας της υδάτινης στήλης είναι η ονομαζόμενη συχνότητα Brunt-Vaisala. Υποθέτουμε ότι έχουμε ένα μικρό όγκο νερού σε βάθος Ζ ο απομονωμένο από το περιβάλλον, ώστε ο όγκος να συστέλλεται και να διαστέλλεται ανάλογα με τη μεταβολή της πίεσης. Αν ο όγκος μετακινηθεί πάνω από το σημείο ισορροπίας του σε βάθος -Ζ 1 και αν υποθέσουμε ότι η υδάτινη στήλη βρίσκεται σε ευσταθή ισορροπία, τότε ο όγκος του νερού θα αρχίσει να κινείται προς τα κάτω με επιτάχυνση, θα έχει δε αποκτήσει αρκετή ταχύτητα ώστε να περάσει το σημείο ισορροπίας Ζ ο και με ταχύτητα που συνεχώς ελαττώνεται να φθάσει στο σημείο +Ζ 1. Από το σημείο +Ζ 1 ο όγκος θα κινηθεί ανοδικά ως το σημείο Ζ 1. Αν δεν υπάρχει τριβή, ο όγκος θα ταλαντώνεται διαρκώς με μία περίοδο ανάλογη της κατακόρυφης βαθμίδας πυκνότητας : 15

Τ = 2π/Ν όπου Ν = (g Ε) 1/2 οι μικρότερες περίοδοι (περίπου 1 min) αντιστοιχούν σε σταθερότητα Ε~10-5 cm -1. Στα βαθιά νερά όπου η ευστάθεια της στήλης νερού είναι της τάξης των 10-9 έως 10-10 cm -1, η περίοδος ταλάντωσης είναι της τάξης των 3 5,5 ωρών. Στις περιοχές που η ισορροπία είναι ουδέτερη, η περίοδος ταλάντωσης είναι άπειρη. Διαγράμματα Θερμοκρασίας Αλατότητας Από τα προηγούμενα κεφάλαια προκύπτει ότι η θερμοκρασία και η αλατότητα είναι δύο παράμετροι ανεξάρτητοι μεταξύ τους, καθόσον η μεταβολή στη θερμοκρασία ενός δείγματος θαλασσινού νερού δεν προκαλεί μεταβολή της αλατότητας (και αντίστροφα). Στην ωκεανογραφία οι έρευνες έδειξαν ότι η θερμοκρασία και η αλατότητα σχετίζονται μεταξύ τους, καθώς είναι περιορισμένος ο αριθμός των συνδυασμών Τ-S στο ωκεάνιο νερό. Αν ζεύγη θερμοκρασίας και αλατότητας από διάφορα βάθη και σταθμούς μίας ευρύτερης περιοχής προβληθούν σε ένα διάγραμμα με άξονες της θερμοκρασία (T) και την αλατότητα (S), τότε τα σημεία προβολής δεν κατανέμονται τυχαία πάνω στο διάγραμμα, αλλά κείνται πάνω σε μία καμπύλη. Για την ακρίβεια έχουμε ένα σύνολο σημείων που περιβάλλουν μία μέση καμπύλη (Σχήμα 6). Σχήμα 6. Διάγραμμα T-S για τον Ατλαντικό Ωκεανό. Οι αριθμοί αντιστοιχούν σε βάθη σε εκατοντάδες μέτρα. Οι σκιασμένες περιοχές αντιστοιχούν στις κύριες υδάτινες μάζες (AABW=Antarctic Bottom Water; NADW=North Atlantic Deep Water; AAIW=Antarctic Intermediate Water). Τα διαγράμματα T-S χρησιμοποιήθηκαν για πρώτη φορά από τον Helland-Hansen (1916) και από τότε αποτελούν τη βασική μέθοδο ανάλυσης των ωκεανογραφικών στοιχείων, καθώς από τη μέθοδο αυτή προκύπτουν α) ο βαθμός μείξης των υδάτινων μαζών, β) η περιοχή και ο τρόπος σχηματισμού τους, γ) η κατάσταση ισορροπίας του νερού στους ωκεανούς, και δ) οι λανθασμένες μετρήσεις που προβάλλονται εκτός της 16

μέσης καμπύλης. Το Σχήμα 7 δείχνει μία τέτοια καμπύλη στο Τ-S διάγραμμα από έναν υδρογραφικό σταθμό του Gulf Stream. Σχήμα 7. Διάγραμμα T-S. Το διάγραμμα Τ-S μας επιτρέπει να εξετάσουμε την ευστάθεια της κατακόρυφης κατανομής των υδάτων στη στήλη νερού. Το Σχήμα 8 απεικονίζει ένα διάγραμμα όπου είναι σχεδιασμένες οι ισόπυκνες καμπύλες. Στο διάγραμμα έχουν προβληθεί όλα τα ζεύγη (T-S) με τα αντίστοιχα βάθη που έχουν γίνει οι μετρήσεις. Η θέση της καμπύλης T-S σε σχέση με τις ισόπυκνες καμπύλες καθορίζει την ευστάθεια της κατακόρυφης κατανομής του θαλασσινού νερού. Αν η πυκνότητα σ t αυξάνεται μεταξύ διαδοχικών σημείων που αντιπροσωπεύουν αύξηση βάθους, τότε η κατάσταση ισορροπίας είναι ευσταθής, για αυτό το τμήμα της καμπύλης. Αν η πυκνότητα ελαττώνεται μεταξύ δύο σημείων που αντιπροσωπεύουν αύξηση βάθους, τότε η ισορροπία είναι ασταθής. Αν η πυκνότητα παραμένει σταθερή με το βάθος αυξανόμενο, τότε η ισορροπία είναι ουδέτερη. 17

Σχήμα 8. Τυπικό T-S διάγραμμα ωκεάνιου προφίλ. Παρατηρούμε επίσης, ότι όσο μεγαλώνει η γωνία μεταξύ των ισόπυκνων και της καμπύλης Τ-S, τόσο αυξάνεται η ευστάθεια της ισορροπίας, δηλ. όταν η καμπύλη τέμνει τις ισόπυκνες υπό μικρή γωνία τότε η ευστάθεια είναι μικρή, ενώ όταν τις τέμνει υπό μεγάλη γωνία (σχεδόν κάθετα) η ευστάθεια της υδάτινης στήλης είναι μεγάλη. Υδάτινοι Τύποι και Μάζες Ένα σώμα νερού που είναι ομοιογενές και χαρακτηρίζεται από θερμοκρασία Τ και αλατότητα S, οπότε στο διάγραμμα T-S παρουσιάζεται ως σημείο, ονομάζεται υδάτινος τύπος (water type). Ένα σύνολο υδατίνων τύπων που βρίσκεται πάνω σε μία καμπύλη T-S καλείται υδάτινη μάζα (water mass). Μία υδάτινη μάζα χαρακτηρίζεται από κοινή γένεση και σχηματίζεται είτε από τη μείξη δύο ή περισσοτέρων υδάτινων τύπων είτε από την αλληλεπίδραση των ατμοσφαιρικών παραγόντων πάνω στη θάλασσα. Αν δύο υδάτινοι τύποι, που χαρακτηρίζονται από τα ζεύγη σημείων (T 1,S 1 ), (T 2,S 2 ) αναμειχθούν σε αναλογία m 1 : m 2, θεωρώντας τη διατήρηση των μαζών, της θερμότητας και του άλατος, τότε το μείγμα (νέα υδάτινη μάζα) θα χαρακτηρίζεται από μία θερμοκρασία Τ, και μία αλατότητα S, ως εξής: 18

m1 T1 + m2 T T = m + m m S = 1 S 1 1 1 2 + m 2 m + m 2 S 2 2 Επιπλέον, τα στάδια μείξης θα προβάλλονται στο διάγραμμα T-S σε μία ευθεία γραμμή, η οποία ενώνει τα σημεία 1 και 2. Ο βαθμός μείξης των δύο υδάτινων τύπων είναι αντιστρόφως ανάλογος της απόστασης από τα σημεία 1 και 2. Ας υποθέσουμε ότι έχουμε δύο υδάτινους τύπους Α και Β με ίδιο όγκο, οι οποίοι χαρακτηρίζονται από τα ζεύγη θερμοκρασίας-αλατότητας (T A,S A ) και (T B,S B ) αντίστοιχα, τα οποία προσδίδουν στους υδάτινους τύπους την ίδια πυκνότητα σ A,B. Αν οι υδάτινοι τύποι αναμιχθούν πλήρως σε ίσες ποσότητες, τότε θα δώσουν μία υδάτινη μάζα C η οποία χαρακτηρίζεται από: T S C C T = A S = A + T 2 + S 2 B B Όπως φαίνεται και από το Σχήμα 9, η πυκνότητα του μίγματος, σ C θα είναι μεγαλύτερη από αυτή των σ Α,Β. Το φαινόμενο αυτό ονομάζεται caballing και είναι μία συνήθης φυσική διεργασία στους ωκεανούς, η οποία προκαλεί διατάραξη στην ισορροπία της υδάτινης στήλης. Η ανανέωση των βαθιών νερών των ωκεανών και των κλειστών λεκανών επιτυγχάνεται με τον τρόπο αυτό. Σχήμα 9. Το Caballing σχετίζεται με τη μείξη νερού ίδιας πυκνότητας (Α και Β) σε ίσες αναλογίες ώστε να παραχθεί νερό πυκνότητας C το οποίο είναι μεγαλύτερης πυκνότητας και βυθίζεται. 19

Θρεπτικά Άλατα Τα θρεπτικά άλατα αποτελούν συστατικά του θαλάσσιου νερού με χαμηλή περιεκτικότητα σε αυτό, θεωρούνται όμως ιδιαίτερα σημαντικά στη πρωτογενή παραγωγή οργανικού υλικού στους ωκεανούς. Με τον όρο θρεπτικά άλατα εννοούμε διαλυμένα φωσφορικά, νιτρικά, νιτρώδη, αμμωνιακά και πυριτικά άλατα τα οποία χρησιμοποιούνται από το φυτοπλαγκτόν για την ανάπτυξή του. Το φυτοπλαγκτόν αποτελείται από αυτοτελή κύτταρα φυτικών οργανισμών που κινούνται παθητικά με τα ρεύματα των ωκεανών και έχουν τη δυνατότητα φωτοσύνθεσης, δηλ. παραγωγής οργανικής ύλης (υδρογονανθράκων) από ανόργανες ουσίες (διοξείδιο του άνθρακα και νερό), 6CO + O 2 + 6H 2O C6 H 12O6 6 Για τη λειτουργία της φωτοσύνθεσης, το φυτοπλαγκτόν πρέπει να παραμείνει στην ευφωτική ζώνη, δηλ. στα πρώτα 100-200 μ. της ωκεάνιας υδάτινης στήλης, όπου το ηλιακό φως βρίσκεται σε υψηλές ποσότητες. Στο στρώμα αυτό, η κατανάλωση θρεπτικών αλάτων είναι ιδιαίτερα σημαντική. Το φυτοπλαγκτόν αποτελεί τη βάση της ωκεάνιας τροφικής αλυσίδας, με αποτέλεσμα τα θρεπτικά άλατα να κινούνται κατά μήκος της τροφικής αλυσίδας, καθώς το φυτοπλαγκτόν βυθίζεται και καταναλώνεται από το ζωοπλαγκτόν και τους ανώτερους οργανισμούς. Η αποδόμηση ενός οργανισμού μετά το θάνατό του σημαίνει την απελευθέρωση των θρεπτικών αλάτων και πάλι στο περιβάλλον, γεγονός που συνήθως συμβαίνει σε μεγάλα βάθη. Συνεπώς υπάρχει μία καθαρή καθοδική ροή μεταφοράς θρεπτικών αλάτων στην ωκεάνια στήλη, γεγονός που φαίνεται και στη κατακόρυφη κατανομή των θρεπτικών αλάτων στον Ειρηνικό Ωκεανό (Σχήμα 10). Για τη συνέχιση της ανάπτυξης του φυτοπλαγκτόν, θα πρέπει να υπάρξει ένας μηχανισμός επαναφοράς των θρεπτικών αλάτων από την αφωτική προς την ευφωτική ζώνη. Η διεργασία αυτή λαμβάνει χώρα σε περιοχές έντονης ανοδικής κατακόρυφης κίνησης υδατίνων μαζών (upwelling regions), στις οποίες αναπτύσσεται σημαντική αλιευτική δραστηριότητα. 2 20

Σχήμα 10. Κατακόρυφη κατανομή θρεπτικών αλάτων στον Ειρηνικό Ωκεανό. Στις παράκτιες περιοχές, σε μέτρια γεωγραφικά πλάτη, η κατανομή των θρεπτικών αλάτων μεταβάλλεται κυρίως εποχιακά (Σχήμα 11). Κατά την άνοιξη, αύξηση της ηλιακής ακτινοβολίας που προσπίπτει στην επιφάνεια της θάλασσας, αυξάνει σημαντικά την ανάπτυξη του φυτοπλαγκτόν, με αποτέλεσμα η επιφάνεια της θάλασσας να αποκτά έντονα πράσινο χρώμα (spring phytoplankton bloom). Η βιομάζα του φυτοπλαγκτόν που παράγεται καταναλώνει σχεδόν ολοκληρωτικά τα αποθέματα θρεπτικών αλάτων στο ανώτερο στρώμα της υδάτινης στήλης, οδηγώντας τις υψηλές συγκεντρώσεις φυτοπλαγκτόν σε θάνατο. Μερικές φορές, σημαντικές ποσότητες θρεπτικών αλάτων συγκεντρώνονται πάλι κατά το καλοκαίρι, όταν η τυρβώδης ενέργεια της υδάτινης στήλης έχει μειωθεί δραματικά, και το ηλιακό φως διεισδύει σε μεγαλύτερα βάθη. Κατά τη διάρκεια του χειμώνα, η ανάπτυξη του φυτοπλαγκτόν παραμένει σταθερή σε χαμηλά επίπεδα, καθώς η ανεμογενής δράση αναμιγνύει την υδάτινη στήλη και αναδιανέμει τα θρεπτικά άλατα που επέστρεψαν στο περιβάλλον από την αποσύνθεση των οργανισμών. 21

Σχήμα 11. Εποχιακή μεταβολή θρεπτικών αλάτων στο επιφανειακό στρώμα του English Channel. Διαλελυμένα Αέρια Όπως ακριβώς τα άλατα, έτσι και τα αέρια της ατμόσφαιρας διαλύονται στο ωκεάνιο νερό. Τα πιο σημαντικά διαλυμένα αέρια είναι δύο : το οξυγόνο και το διοξείδιο του άνθρακα. Και τα δύο αυτά αέρια συμμετέχουν στις βιολογικές και γεωχημικές διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στην υδάτινη στήλη. Το οξυγόνο ελευθερώνεται στον ωκεανό μέσα από τη διεργασία της φωτοσύνθεσης, αλλά στη συνέχεια καταναλώνεται από τους οργανισμούς κατά τη διεργασία της αναπνοής και της αποσύνθεσης των υδρογονανθράκων. Αυτό έχει σαν συνέπεια η συγκέντρωση του διαλυμένου οξυγόνου να είναι υψηλή στην ευφωτική ζώνη, όπου επικρατούν υψηλοί ρυθμοί φωτοσύνθεσης και υπάρχει μεγάλη διαλυτότητα του οξυγόνου από την ατμόσφαιρα, και χαμηλή στην αφωτική ζώνη όπου κυριαρχεί η αποσύνθεση του οργανικού υλικού. Σε κάποιο βάθος (compensation depth), στο πυθμένα της ευφωτικής ζώνης το διαλυμένο οξυγόνο βρίσκεται σε κατάσταση ισορροπίας, καθώς το οξυγόνο που παράγεται ισούται με αυτό που καταναλώνεται. Στην επιφάνεια του ωκεανού, η συγκέντρωση του διαλυμένου οξυγόνου είναι πολύ κοντά στα επίπεδα κορεσμού, τα οποία αυξάνουν με την πτώση της θερμοκρασίας και κυμαίνονται μεταξύ 4,5 ml/l στα τροπικά γεωγραφικά πλάτη έως 8 ml/l στις πολικές περιοχές. Το διαλυμένο οξυγόνο βρίσκεται συνήθως σε επίπεδα κορεσμού στη περιοχή μεταξύ της επιφάνειας και του βάθους ισορροπίας, αλλά μετά το βάθος αυτό, η συγκέντρωσή του μειώνεται σημαντικά με το βάθος (Σχήμα 12). 22

Σχήμα 12. Κατακόρυφη κατανομή διαλυμένου οξυγόνου στη τροπική ζώνη του Ατλαντικού Ωκεανού. Το διοξείδιο του άνθρακα παίζει τον αντίστροφο ρόλο, από αυτό του οξυγόνου, στις βιολογικές διεργασίες. Καταναλώνεται κατά τη φωτοσύνθεση και παράγεται κατά την αναπνοή των οργανισμών. Επιπρόσθετα, μεταφέρεται από την ατμόσφαιρα, με διάλυσή του στο ωκεάνιο νερό. Τέλος, το διοξείδιο του άνθρακα παράγεται κατά το κύκλο του άνθρακα (carbon cycle) στον ωκεανό. Το διοξείδιο του άνθρακα αντιδρά με το νερό για τη δημιουργία ανθρακικού οξέος. Το ανθρακικό οξύ και τα ανθρακικά ιόντα που μεταφέρονται στον ωκεανό μέσω των ποταμών, με τη διάβρωση του ασβεστολίθου, συμμετέχουν σε μία αλυσίδα αντιδράσεων : CO + + 2 2 + H 2O H 2CO3 H + HCO3 2H + CO3 Όλες αυτές οι αντιδράσεις κινούνται και προς τις δύο κατευθύνσεις στο νερό του ωκεανού, προσπαθώντας να δημιουργήσουν μία θεωρητική κατάσταση ισορροπίας. Ο υπερκορεσμός του νερού σε ανθρακικά ιόντα τείνει να προκαλέσει την απομάκρυνση του ανθρακικού ασβεστίου από τους οργανισμούς, τα οστά των οποίων μετά το θάνατό τους αποτίθενται στο πυθμένα του ωκεανού. Ο υπο-κορεσμός του νερού σε ανθρακικά ιόντα τείνει να οδηγήσει στη διαλυτοποίηση των ιζημάτων, ενώ η αύξηση της διαλυτότητας του ανθρακικού ασβεστίου με το βάθος οδηγεί στη μείωση της συγκέντρωσης του ανθρακικού ασβεστίου στα ιζήματα του ωκεανού, ιδιαίτερα μετά το βάθος των 4 χλμ. Συνεπώς, οι ωκεανοί αποτελούν ένα σημαντικό ταμιευτήρα διοξειδίου του άνθρακα, ο οποίος ρυθμίζει τη συγκέντρωση του διοξειδίου του άνθρακα στην ατμόσφαιρα. 23

Συμπεριφορά ήχου στη θάλασσα Οι ηχοβολιστές (echosounders), τα SONARS (vertical and side scan) και οι ακουστικοί τομογράφοι (acoustic tomographers) εκπέμπουν και λαμβάνουν ηχητικά σήματα που διαδίδονται στο νερό των ωκεανών με σκοπό να καταγράψουν τα χαρακτηριστικά της επιφάνειας του πυθμένα και τις δομές (στρώματα, ρήγματα) που υπάρχουν στο εσωτερικό του πυθμένα. Η ταχύτητα του ήχου στο νερό δίνεται από την εξίσωση V = (Ε/ρ) όπου Ε αδιαβατική συμπιεστότητα, η οποία είναι συνάρτηση της θερμοκρασίας, της αλατότητας και της πίεσης, δηλ. της πυκνότητας (Wilson, 1960). Η ταχύτητα του ήχου V(T=0, S=34.85%o) είναι 1445 m/sec και αυξάνει κατά περίπου 4 m/sec για αύξηση ενός βαθμού θερμοκρασίας, κατά 1,5 m/sec για αύξηση 1%o μεταβολή αλατότητας και κατά 18 m/sec για αύξηση 1000 μ βάθους. Συνέπεια των παραπάνω μεταβολών της ταχύτητας του ήχου με τις ιδιότητες του νερού και το βάθος είναι η παρατήρηση χαμηλότερων τιμών της ταχύτητας ήχου στα επιφανειακά νερά, μέχρι περίπου τα 1000 μ., στα υψηλά γεωγραφικά πλάτη. Τα Σχήματα 13 & 14 δείχνουν τη κατακόρυφη κατανομή της ταχύτητας ήχου για αντιπροσωπευτικά προφίλ θερμοκρασίας και αλατότητας. Σχήμα 13. Κατακόρυφη κατανομή α) θερμοκρασίας και αλατότητας, β) διορθώσεις ταχύτητας ήχου (λόγω θερμοκρασίας, αλατότητας και πυκνότητας) και γ) τελικό προφίλ ταχύτητας ήχου με χαρακτηριστικό ελάχιστο σε βάθος 500 μ. Παρατηρούμε ότι η κατανομή της ταχύτητας του ήχου επηρεάζεται περισσότερο από τη θερμοκρασία και σχεδόν καθόλου από την αλατότητα. Η παρουσία μίας ελάχιστης τιμής ταχύτητας ήχου σε βάθος περίπου 700 μ. (η οποία συνδέεται με θερμοκρασιακή αναστροφή) δείχνει ότι τα ηχητικά κύματα παγιδεύονται στο επίπεδο αυτό δημιουργώντας έναν οριζόντιο άξονα διάδοσης ηχητικών κυμάτων που ονομάζεται SOFAR channel (SOund Fixing And Ranging). Ο άξονας αυτός επιτρέπει τη διάδοση 24

ηχητικών κυμάτων σε πολλές χιλιάδες χλμ. (ιδιαίτερα τα κύματα χαμηλών συχνοτήτων). Σχήμα 14. Θερμοκρασιακή αναστροφή και διάδοση ήχου κατά μήκος του SOFAR axis. Συμπεριφορά φωτός στη θάλασσα Η συμπεριφορά του ορατού φωτός (0,4-0,8 μm) στο νερό διαφέρει σημαντικά από αυτή στον αέρα. Το φως απορροφάται σε πολύ μικρότερες αποστάσεις στο νερό παρά στην ατμόσφαιρα. Τμήμα της ενέργειας που εισέρχεται στη θάλασσας διαχέεται λόγω πρόσπτωσης σε στερεά σωματίδια, μία συμπεριφορά που διαφέρει ανάλογα με το μήκος κύματος. Γενικά, η μείωση της έντασης της φωτεινής ακτινοβολίας με το βάθος εκφράζεται από τον εκθετικό νόμο : Ι Z = I o exp(-kz), όπου I o η ένταση της φωτεινής ακτινοβολίας στην επιφάνεια της θάλασσας, I z η ένταση σε βάθος z και k ο συντελεστής κατακόρυφης διάχυσης (vertical attenuation coefficient) του νερού ο οποίος εξαρτάται από την απορροφητική ικανότητα του νερού και λιγότερο από τη διασπορά των σωματιδίων. Ο Πίνακας 3 παρουσιάζει την επίδραση του βάθους και του συντελεστή διάχυσης στην ένταση της φωτεινής ακτινοβολίας. Πίνακας 3. Ενέργεια φωτός που διεισδύει σε δεδομένα βάθη σαν ποσοστό της επιφανειακής ενέργειας. Συντελεστής κατακόρυφης διάχυσης, k Καθαρά νερά (m -1 ) ωκεανού Βάθος (μ) Τυρβώδη νερά ωκεανού 0,02 0,2 2 0 Ι ο = 100% 100% 100% 100% 100% 1 Ι z = 98 82 14 45 18 25

2 96 67 2 39 8 10 82 14 0 22 0 50 37 0 0 5 0 100 14 0 0 0,5 0 Η στήλη για k = 0,02 είναι αντιπροσωπευτική της δυνατότητας του μπλε φωτός να διασχίσει μεγαλύτερη απόσταση στο εσωτερικό ενός διαυγούς ωκεανού. Οι στήλες για k = 0,2 και 2 είναι αντιπροσωπευτικές της δυνατότητας του μπλε φωτός να διασχίσει μικρή κατακόρυφη απόσταση σε λιγότερο διαυγή και περισσότερο τυρβώδη υδάτινη στήλη. Ο συντελεστής k μεταβάλλεται σημαντικά με το μήκος κύματος. Σχήμα 15. (α) Συντελεστής κατακόρυφης διάχυσης φωτός σαν συνάρτηση του μήκους κύματος λ για νερά διαυγούς ωκεανού (solid) και τυρβώδους ωκεανού (dashed) ; (β) Ακτινοβολία που φθάνει σε βάθη 1, 10 και 50 μ. για διαυγή και τυρβώδη ωκεανό. Το Σχήμα 15 παρουσιάζει τη μεταβολή αυτή όπου παρατηρούμε ότι για διαυγή νερά ο συντελεστής k αποκτά την ελάχιστη τιμή του σε μήκος κύματος περίπου 0,45 μm, με αποτέλεσμα το μπλε φως να διεισδύει περισσότερο από τα μικρότερα (υπεριώδη) και μεγαλύτερα (υπέρυθρα) μήκη κύματος. Στα τυρβώδη νερά όλα τα μήκη κύματος διαχέονται περισσότερο από τα διαυγή, με την ακτινοβολία που αντιστοιχεί στο πράσινο και κίτρινο χρώμα να διεισδύει περισσότερο στη στήλη νερού. 26