2. ΦΥΣΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΣΤΟΝ ΠΑΡΑΚΤΙΟ ΧΩΡΟ

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» 2. ΦΥΣΙΚΕΣ ΔΙΕΡΓΑΣΙΕΣ ΣΤΟΝ ΠΑΡΑΚΤΙΟ ΧΩΡΟ Περιεχόμενα 2. Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο 2.1. Θερμοκρασιακή στρωμάτωση 2.2. Ανεμογενή ρεύματα 2.3. Αδρανειακά ρεύματα 2.4. Παράκτια γεωστροφικά ρεύματα 2.5. Παλιρροιακά ρεύματα 2.6. Κλειστοί κόλποι 2.7. Ποταμόκολποι 2.8. Παράκτια μέτωπα Εισαγωγικές παρατηρήσεις Σκοπός της παρούσας ενότητας είναι να παρουσιάσει σε συντομία τα χαρακτηριστικά των παράκτιων περιβαλλόντων. Να περιγράψει τις φυσικές διεργασίες που λαμβάνουν χώρα στα περιβάλλοντα αυτά καθώς επίσης, να εξηγήσει τους φυσικούς νόμους που διέπουν τις διεργασίες αυτές. Οι φυσικές διεργασίες που συμβαίνουν στις παράκτιες περιοχές είναι το θέμα που θα μας απασχολήσει στο κεφάλαιο αυτό. Ποιες διεργασίες λαμβάνουν χώρα στις περιοχές αυτές; Ποιοι φυσικοί νόμοι διέπουν τις διεργασίες αυτές; Οι απαντήσεις στα ερωτήματα αυτά θα αναζητηθούν στην ενότητα αυτή. Θα αναφερθούν οι φυσικές διεργασίες που συμβαίνουν στις παράκτιες περιοχές όπως ρεύματα, κύματα, στρωμάτωση. Θα αναλυθούν οι διεργασίες αυτές ανάλογα με τον παράγοντα που τις ελέγχει όπως π.χ. άνεμος, παλίρροια, θερμότητα ή μορφολογία της περιοχής και του πυθμένα. Θα αναφερθούν οι κατηγορίες των ρευμάτων, όπως αδρανειακά, ανεμογενή, παλιρροιακά ρεύματα κλπ. Τέλος θα δοθούν παραδείγματα και εφαρμογές για την καλύτερη κατανόησή τους. Σελ. 11

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» 2. Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο Οι φυσικές ωκεανογραφικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο είναι η στρωμάτωση της υδάτινης στήλης, τα ρεύματα και τα κύματα. Οι φυσικοί πρωτογενείς παράγοντες που προκαλούν και ελέγχουν τη στρωματοποίηση αλλά και τις κινήσεις των υδάτινων μαζών στον παράκτιο χώρο είναι: 1. Η ανταλλαγή θερμότητας μεταξύ θάλασσας και ατμόσφαιρας 2. Ο άνεμος 3. Οι παλίρροιες 4. Το ισοζύγιο εξάτμισης βροχόπτωσης Δευτερογενείς παράγοντες είναι: 1. Η μορφολογία - γεωμετρία της παράκτιας ζώνης και του πυθμένα 2. Η εισροή γλυκών νερών από τους ποταμούς 2.1. Θερμοκρασιακή στρωμάτωση Η κατανομή της θερμότητας στην υδάτινη στήλη καθορίζεται από τη ροή της θερμότητας μέσω της επιφάνειας της θάλασσας και από την ανταλλαγή θερμότητας με το περιβάλλον (σχήμα 2.1). Η συνισταμένη ροή θερμότητας που εισέρχεται-εξέρχεται ανά μονάδα οριζόντιας επιφάνειας στην υδάτινη στήλη δίνεται από την εξίσωση (Bοwden, 1983): Q T =Q s -Q b -Q c -Q e -Q ν Οπου Q s : Είναι το ποσό θερμότητας της απ ευθείας ηλιακής ακτινοβολίας που εισέρχεται στην υδάτινη στήλη. Q b : Είναι το ποσό θερμότητας που ακτινοβολείται από την υδάτινη στήλη στην ατμόσφαιρα. Q c : Είναι το ποσό θερμότητας που χάνεται επαγωγικά προς την ατμόσφαιρα από την Σελ. 12

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» επιφάνεια της θάλασσας. Q e : Είναι το ποσό θερμότητας που χάνεται από την επιφάνεια της θάλασσας λόγω εξάτμισης. Q ν : Είναι η ροή θερμότητας που εισέρχεται ή εξέρχεται από τις περιβάλλουσες υδάτινες μάζες λόγω ρευμάτων και ανάμιξης. Qs Qb Qc Qe Στάθμη θάλασσας QV QT Πυθμένας Σχήμα 2.1: Ροή θερμότητας μέσα και έξω από την υδάτινη στήλη από διάφορες πηγές. Η θερμοκρασία μονάδας όγκου νερού το οποίο απορροφά ποσότητα θερμότητας δq, ανέρχεται κατά δτ=δq/ρc όπου ρ η πυκνότητα και c η ειδική θερμότητα του νερού. Κατά τον Bοwden (1983) η εξίσωση βάσει της οποίας υπολογίζεται η ανύψωση της μέσης θερμοκρασίας στην υδάτινη στήλη σε σχέση με την προσφερόμενη ποσότητα θερμότητας είναι: Σελ. 13

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» T t 1 c Q h T Όπου h το ύψος της υδάτινης στήλης και Q T η συνισταμένη ροή θερμότητας. Η ανταλλαγή θερμότητας μεταξύ θάλασσας και ατμόσφαιρας γίνεται σ ένα επιφανειακό στρώμα πάχους μερικών μέτρων. Η απορρόφηση της ηλιακής ακτινοβολίας (Q s ) που εισέρχεται στην υδάτινη στήλη μέσω της επιφάνειας της θάλασσας γίνεται στα ανώτερα 20m περίπου. Κατά τους Picard & Emery (1982) σε διαυγή νερά το 55% της προσπίπτουσας ακτινοβολίας Q s, απορροφάται στο επιφανειακό ένα μέτρο, ενώ το 78% στα επιφανειακά 10m. Στα θολερά νερά της υφαλοκρηπίδας το 82% της Q s απορροφάται στο επιφανειακό 1 m, ενώ το 100% της Q s στ ανώτερα 10m. Η επανεκπεμπόμενη θερμότητα προέρχεται από το επιφανειακό 1 cm, ενώ η απώλεια θερμότητας λόγω αγωγιμότητας και εξάτμισης γίνεται σ ένα πολύ λεπτό επιφανειακό στρώμα. Η δράση του ανέμου και των κυμάτων στην επιφάνεια της θάλασσας μέσω της στροβιλοειδούς ενέργειας είναι καθοριστική για τη μεταφορά θερμότητας στα βαθύτερα στρώματα. Κάτω από κάποιο βάθος η στροβιλοειδής ενέργεια ελαττώνεται με συνέπεια και την ελάττωση της ροής θερμότητας. Κατ αυτόν τον τρόπο δημιουργείται ένα στρώμα απότομης μεταβολής της θερμοκρασίας το οποίο ονομάζεται μόνιμο θερμοκλινές διότι διατηρείται όλο το χρόνο. Το υπερκείμενο του θερμοκλινούς στρώμα μπορεί να έχει πάχος μέχρι περίπου 400m και ονομάζεται επιφανειακό μικτό στρώμα (Picard & Emery, 1982). Στα γεωγραφικά πλάτη 20 ο έως 60 ο το χειμώνα η ροή θερμότητας Q T ξεκινά από τη θάλασσα και καταλήγει στην ατμόσφαιρα, ενώ το καλοκαίρι συμβαίνει το αντίστροφο. Έτσι τους καλοκαιρινούς μήνες δημιουργείται ένα εποχιακό θερμοκλινές, εντός του επιφανειακού μικτού στρώματος (σχήμα 2.2). Σελ. 14

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» Σχήμα 2.2: Δημιουργία, ανάπτυξη και καταστροφή του εποχιακού θερμοκλινούς κατά τη διάρκεια του χρόνου. Στην υφαλοκρηπίδα και στην παράκτια ζώνη, η δημιουργία του εποχιακού θερμοκλινούς εξαρτάται επιπλέον από τα ρεύματα. Τα ρεύματα, μέσω της τριβής με τον πυθμένα, μπορούν να προσφέρουν αρκετή κινητική ενέργεια, ώστε να δημιουργηθεί μίξη. Διαφορές στην ένταση των ρευμάτων μπορεί να έχουν ως αποτέλεσμα τη δημιουργία περιοχών με στρωματοποίηση ή χωρίς στρωματοποίηση. Το θερμοκλινές εμποδίζει την κατακόρυφη μεταφορά των υδάτινων μαζών, και κατά συνέπεια την ανάμιξη των φυσικών-χημικών παραμέτρων τους, όπως αλατότητα, θρεπτικά άλατα και οξυγόνο. Η ελάττωση της ανάμιξης στη ζώνη του θερμοκλινούς έχει συνέπειες στη διασπορά των ρύπων. Έτσι για παράδειγμα, ρύποι που αποβάλλονται στην επιφάνεια παγιδεύονται στο επιφανειακό στρώμα πάνω από το θερμοκλινές και δεν μπορούν να διαχυθούν στο στρώμα κάτω από το θερμοκλινές. Η διασπορά των ρύπων περιορίζεται, Σελ. 15

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» επομένως σε μικρότερο όγκο νερού με αποτέλεσμα οι ρύποι να βρίσκονται σε υψηλές συγκεντρώσεις. Υπάρχουν πολλές περιπτώσεις όπου η δημιουργία του θερμοκλινούς προκάλεσε τη δημιουργία αναερόβιων συνθηκών κοντά στον πυθμένα, λόγω της παρεμπόδισης της ανανέωσης οξυγόνου των βαθύτερων στρωμάτων (Bοwden, 1983). Στη θαλάσσια περιοχή απόρριψης της λάσπης των επεξεργασμένων λυμάτων της πόλης της Νέας Υόρκης (σχήμα 2.3), η συγκέντρωση του οξυγόνου στο νερό κοντά στον πυθμένα είναι αρκετά χαμηλή 3mg/l. Η δημιουργία εποχιακού θερμοκλινούς είχε ως αποτέλεσμα την περαιτέρω ελάττωση του διαλυμένου Ο 2, καθώς το υπάρχον οξυγόνο χρησιμοποιήθηκε από τα βακτήρια για την καύση της οργανικής ύλης της λάσπης και δεν ήταν δυνατή η ανανέωσή του από τα επιφανειακά στρώματα λόγω του θερμοκλινούς. Έτσι δημιουργήθηκαν αναερόβιες συνθήκες σε μια έκταση 12.000Km 2 πάνω από τον πυθμένα που είχε ως αποτέλεσμα τη θανάτωση 14.000 τόνων καβουριών. 2.2. Ανεμογενή ρεύματα Τα ρεύματα που προκαλούνται από τους ανέμους είναι αποτέλεσμα της διατμητικής τάσης που εξασκεί ο άνεμος που πνέει πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Η επιφανειακή κίνηση μεταδίδεται προς τα βαθύτερα στρώματα λόγω του ιξώδους (εσωτερική τριβή) του νερού με ταχύτητα που συνεχώς ελαττώνεται. Τα ρεύματα δεν έχουν την ίδια διεύθυνση με τους ανέμους που τα προκαλούν, αλλά η διεύθυνση ροής των ρευμάτων, στο βόρειο ημισφαίριο, αποκλίνει προς τα δεξιά της διεύθυνσης από την οποία φυσάει ο άνεμος (σχήμα 2.4). Η απόκλιση αυτή εξηγείται όταν λάβουμε υπόψη ότι στα ρεύματα αυτά, λόγω της κίνησής τους, εξασκείται η Κοριόλειος δύναμη. Σελ. 16

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» Σχήμα 2.3: Περιοχής απόρριψης της λάσπης της Νέας Υόρκης. Η δράση των ανέμων σ ένα ομοιογενές υγρό σταθερού κινηματικού ιξώδους, έχει μελετηθεί από τον Ekman το 1905, ο οποίος συμπέρανε ότι στα βαθιά νερά η διεύθυνση της ροής του επιφανειακού ρεύματος, στο βόρειο ημισφαίριο, αποκλίνει από τη διεύθυνση του ανέμου περίπου 45 ο προς τα δεξιά. Καθώς η κίνηση μεταδίδεται στα βαθύτερα στρώματα με ταχύτητα που συνεχώς ελαττώνεται η διεύθυνση ροής κάθε στρώματος θα είναι προς τα δεξιά της διεύθυνσης ροής του υπερκείμενου στρώματος. Με αυτόν τον τρόπο η μεταβολή της διεύθυνσης της ροής δημιουργεί ένα σπειροειδή σχηματισμό, που ονομάζεται σπειροειδές του Ekman. Το τελευταίο σχηματίζεται στο επιφανειακό στρώμα πάχους περίπου 100m, το οποίο ονομάζεται στρώμα του Ekman. Ωστόσο, η συνισταμένη διεύθυνση ροής της ολικής μάζας στο στρώμα αυτό είναι 90 ο δεξιόστροφα ως προς τη διεύθυνση του ανέμου. Εχει αποδειχτεί εμπειρικά ότι η ταχύτητα των επιφανειακών ρευμάτων είναι περίπου το 3% Σελ. 17

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» της ταχύτητας του ανέμου, που έχει μετρηθεί σε απόσταση 10m πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Σχήμα 2.4: Σπειροειδές του Ekman και η διεύθυνση ροής της ολικής υδάτινης μάζας σε όλο το βάθος της υδάτινης στήλης. Η διατμητική τάση (τ ς ) που εξασκεί ο άνεμος στην επιφάνεια της θάλασσας είναι (Beer, 1983): τ ς =C D* ρ a* W 2 Οπου: C D ο συντελεστής σύρσης, ρ a η πυκνότητα του αέρα και W η ταχύτητα του ανέμου σε ύψος 10m πάνω από την επιφάνεια της θάλασσας. Ο συντελεστής C D εξαρτάται από την ταχύτητα του ανέμου (W) και την τραχύτητα της επιφάνειας της θάλασσας. Η σχέση μεταξύ της ταχύτητας του ρεύματος (U) στην επιφάνεια της θάλασσας και της διατμητικής τάσης (τ ς ) είναι: U f * N Z Όπου: f η Κοριόλεια παράμετρος και Ν Ζ ο συντελεστής κατακόρυφου κινηματικού ιξώδους. Το πάχος (D) του επιφανειακού στρώματος το οποίο τίθεται σε κίνηση από τον άνεμο δίνεται από τη σχέση: Σελ. 18

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» D 2 f Η θεωρητική απόκλιση των 45 ο είναι πολύ μεγαλύτερη από τις παρατηρούμενες αποκλίσεις οι οποίες δεν υπερβαίνουν τις 10 ο. Η διαφορά αυτή οφείλεται στο γεγονός ότι ο Ekman στους υπολογισμούς του δέχτηκε ότι η τιμή του Ν Ζ είναι σταθερή με το βάθος, ενώ στην πραγματικότητα αυτή αυξάνεται γραμμικά. Στα ρηχά νερά όπου το βάθος (h) είναι μικρότερο από το στρώμα Ekman (D) και όπου η ταχύτητα στον πυθμένα είναι μηδέν, το σπειροειδές του Ekman είναι έντονα παραμορφωμένο σε σχέση με τα βαθιά νερά. Η απόκλιση εξαρτάται από το λόγο h/d. Σε πολύ ρηχά νερά όπου το h/d είναι περίπου 0.1, τότε η διεύθυνση του επιφανειακού ρεύματος είναι σχεδόν παράλληλη με τη διεύθυνση του ανέμου. 2.3. Αδρανειακά ρεύματα Αδρανειακό ρεύμα, ονομάζεται η κινούμενη υδάτινη μάζα στην οποία έχει σταματήσει να επενεργεί η γενεσιουργός δύναμη, αλλά η μάζα εξακολουθεί να κινείται λόγω αδράνειας. Για παράδειγμα, άνεμος πνέει στην επιφάνεια της θάλασσας θέτει σε κίνηση τα επιφανειακά στρώματα και στη συνέχεια παύει να πνέει. Ωστόσο η επιφανειακή υδάτινη μάζα εξακολουθεί να κινείται λόγω αδράνειας. Επειδή όμως η κίνηση γίνεται σε περιστρεφόμενη σφαίρα, πάνω στην υδάτινη μάζα επενεργεί η Κοριόλεια δύναμη. Η τελευταία ασκείται κάθετα στη διεύθυνση κίνησης και εκτρέπει την υδάτινη μάζα από την πορεία της και τη θέτει σε κυκλική τροχιά (σχήμα 2.5). Σ αυτή την περίπτωση η Κοριόλεια δύναμη, είναι ίση και αντίθετη με τη φυγόκεντρο δύναμη (Fu). Συνεπώς η ακτίνα του κύκλου που διαγράφει η υδάτινη μάζα είναι r=u/f και ο χρόνος (περίοδος) που απαιτείται για να διαγράψει η υδάτινη μάζα τον κύκλο αδράνειας είναι: Τ=2π/f, όπου r η ακτίνα του κύκλου, U η ταχύτητα κίνησης της υδάτινης μάζας, Τ η περίοδος περιστροφής και f η Κοριόλεια παράμετρος που ισούται με 2ωημφ, όπου ω η γωνιακή ταχύτητα της γης (7.29*10-5 sec -1 ή 2π/24ώρες) και φ το γεωγραφικό πλάτος της περιοχής. Σελ. 19

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» Παράδειγμα 1ο Αν μια υδάτινη μάζα κινείται με ταχύτητα U=0.5m/s, σε γεωγραφικό πλάτος φ=30 ο. Ποια τροχιά θα διαγράψει η μάζα, αν η μόνη δύναμη που εξασκείται πάνω της είναι η Κοριόλεια και ποια η περίοδος κίνησης; Απάντηση Η υδάτινη μάζα θα διαγράψει κυκλική τροχιά με ακτίνα κύκλου: r U 0.5m / s 6, Km f 2*7.29*10 *(1/ 2) 85 5 και περίοδο: 2 2 T 24h 2 (30) 2 1 2* * 24 2 Σχήμα 2.5: Αθροιστικό διάνυσμα της ταχύτητας του ρεύματος το οποίο παριστά τη φθίνουσα Σελ. 20

περιστροφική κίνηση η οποία τείνει σε μια γραμμική ροή. Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» 2.4. Παράκτια γεωστροφικά ρεύματα Στην παράκτια ζώνη η επιφάνεια της θάλασσας, πολλές φορές, δεν είναι οριζόντια αλλά κεκλιμένη. Το γεγονός αυτό οφείλεται, είτε στη μεταφορά επιφανειακών υδάτινων μαζών από τους ανέμους και στη συσσώρευση τους κατά μήκος της ακτογραμμής, είτε σε διαφορές ατμοσφαιρικής πίεσης. Στη συνέχεια θα αναφερθούν δύο είδη παράκτιων ρευμάτων που δημιουργούνται λόγω κλίσης της επιφάνειας της θάλασσας (δεχόμαστε ότι οι περιοχές μελέτης βρίσκονται στο βόρειο ημισφαίριο, οπότε η απόκλιση των κινούμενων μαζών λόγω Κοριόλειας εκτροπής, είναι δεξιόστροφη. Στενοί κόλποι Σε στενούς κόλπους, λόγω της διαφοράς ατμοσφαιρικής πίεσης που πιθανόν να υπάρχει μεταξύ της εισόδου και του μυχού του κόλπου προκαλείται κλίση της θαλάσσιας επιφάνειας (Bοwden, 1983). Αν η διαφορά ατμοσφαιρικής πίεσης μεταξύ εισόδου και μυχού είναι ΔΡa, τότε αντίστοιχα η διαφορά στάθμης της θάλασσας, Δζ, είναι: Δζ=-(1/g)ρΔPa Όπου ρ η πυκνότητα του νερού και g η επιτάχυνση της βαρύτητας Σύμφωνα με την παραπάνω εξίσωση, μεταβολή της ατμοσφαιρικής πίεσης κατά 1mbar, θα προκαλέσει μεταβολή της στάθμης κατά 1cm. Παρόμοια αν άνεμος πνέει προς το μυχό ενός επιμήκους κόλπου, υδάτινες μάζες συσσωρεύονται εκεί και η στάθμη της θάλασσας παρουσιάζει κλίση (σχήμα 2.6). Η ανύψωση της στάθμης στο μυχό του κόλπου δίνεται από την εξίσωση: s C x gh Όπου ζ η ανύψωση της στάθμης, χ το μήκος πάνω από το οποίο πνέει ο άνεμος, h το βάθος Σελ. 21

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» του νερού, τ ς η διατμητική τάση του ανέμου, C σταθερά που κυμαίνεται μεταξύ 1-1.5. Λόγω της ανύψωσης της στάθμης στο μυχό του κόλπου, δημιουργείται βαροβαθμίδα, η οποία έχει φορά προς την είσοδο του κόλπου με αποτέλεσμα την δημιουργία υποεπιφανειακού ρεύματος εξόδου από τον κόλπο (σχήμα 2.6). W Ζ τ ζ P Pa+Δ ζ+δ Χ δ h τ bx (α) (β) Σχήμα 2.6: Κατακόρυφη κυκλική κυκλοφορία υδάτων σε επιμήκη και στενό κόλπο λόγω της συσσώρευσης υδατίνων μαζών στην κεφαλή του κόλπου από την επίδραση των ανέμων. Επιμήκεις ακτές Στις επιμήκεις ακτές, παρατηρείται ότι όταν ο άνεμος πνέει παράλληλα προς την ακτή, τότε τα επιφανειακά ρεύματα δεν είναι παράλληλα προς την ακτή, ενώ ταυτόχρονα δημιουργούνται είτε ρεύματα ανάδυσης είτε ρεύματα βύθισης, όπως εξηγείται παρακάτω (σχήμα 2.7). Όταν ο άνεμος πνέει παράλληλα προς την ακτή (βόρειο ημισφαίριο), τότε οι επιφανειακές υδάτινες μάζες που μεταφέρονται από τον άνεμο, εκτρέπονται κατά 45 ο προς τα δεξιά της διεύθυνσης του ανέμου, λόγω της Κοριόλειας δύναμης. Ταυτόχρονα στο στρώμα Ekman, λόγω του σχηματιζόμενου σπειροειδούς, η υδάτινη μάζα μεταφέρεται κάθετα στη διεύθυνση του ανέμου και προς τα δεξιά, με αποτέλεσμα τη δημιουργία κεκλιμένης επιφάνειας, με κλίση προς την ακτή. Συνέπεια της δημιουργίας της κεκλιμένης επιφάνειας Σελ. 22

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» είναι η μεταφορά υδάτινων μαζών από τον πυθμένα από τα ανοιχτά προς την ακτή και η δημιουργία ρευμάτων ανάδυσης. (α) Α Κ Τ Η Γ ε ω σ τ ρ ο φ ι κ ό ρ ε ύ μ α Δ/νση ανέμου Δ/νση επιφανειακής ροής Μέση ροή στο στρώμα Ekman Π υ θ μ έ ν α ς Ανοδικό ρεύμα Στάθμη θάλασσας (β) Α Κ Τ Η Μέση ροή στο στρώμα Ekman Δ/νση επιφανειακής ροής Γ ε ω σ τ ρ ο φ ι κ ό Π υ θ μ έ ν α ς * Στάθμη θάλασσας Καθοδικό ΚΑΤΟΨΗ Δ/νση ανέμου ρ ε ύ μ α ΤΟΜΗ Σχήμα 2.7: Τρισδιάστατη παράσταση της κυκλοφορίας των υδάτων στην παράκτια ζώνη που δημιουργείται από ανέμους που πνέουν παράλληλα προς την ακτή. Παράδειγμα 2ο Αν σε στενό κόλπο πνέει άνεμος ταχύτητας W=30m/s, για ένα μήκος 200Κm κατά πόσο θα ανυψωθεί η στάθμη στο μυχό του κόλπου (βάθος κόλπου h=30m, C=1, ρ=1025kgr/m 3, ρ α =1.25Kgr/m 3, C D =1.4*10-3 ). Σελ. 23

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» Απάντηση Η διατμητική τάση, Τs, που εξασκεί ο άνεμος στην επιφάνεια της θάλασσας είναι: τ ς =C D* ρ a* W 2 =1.4*10-3 *1.25Kgr/m 3 *(30m/s) 2 =1.57N/m 2 Οπότε η μεταβολή της στάθμης που προκαλείται λόγω ανέμου είναι: 2 s 1.57Nm 6 6 C 1* 5.2*10 5.2*10 * 200m 1. 04m 2 3 x gh 9.8m / s *1025Kgr / m *30m 2.5. Παλιρροιακά ρεύματα Η περιοδική μεταβολή της στάθμης της θάλασσας συνοδεύεται από μια οριζόντια μετατόπιση των υδάτων που έχει ως αποτέλεσμα τη δημιουργία των παλιρροιακών ρευμάτων. Αυτά βάσει του τρόπου μεταβολής του ανύσματος της ταχύτητας διακρίνονται (Defant, 1961) σε: Α. Περιστρεφόμενα: Τα περιστρεφόμενα ρεύματα συναντώνται κυρίως σε ανοιχτές θάλασσες και στις ακτές που τις περιβάλλουν. Η περιστροφή του ανύσματος της ταχύτητας οφείλεται στην επίδραση της Κοριόλειας δύναμης στο παλιρροιακό κύμα. Β. Ευθύγραμμα: Τα ευθύγραμμα ρεύματα συναντώνται στις επιμήκεις θάλασσες και κόλπους, όπου η Κοριόλεια επίδραση στις κινούμενες θαλάσσιες μάζες είναι ασήμαντη. Τα παλιρροιακά ρεύματα παρουσιάζουν μεγαλύτερη χωρο-χρονική μεταβλητότητα από εκείνη των παλιρροιακών μεταβολών της θαλάσσιας στάθμης. Η συνθήκη της συνέχειας, η ταχύτητα του ρεύματος ν αυξάνεται στα στενά (π.χ. Ευβοϊκός) ή κατά τη μετάβαση από μεγάλα σε μικρότερα βάθη. Για δεδομένη γωνιακή συχνότητα (σ) οι ταχύτητες u,ν του παλιρροιακού ρεύματος, κατά τους άξονες χ,ψ αντίστοιχα, θα είναι: u=a 1 cοsσt+b 1 sinσt ν= A 2 cοsσt+b 2 sinσt Όπου t ο χρόνος εξέλιξης της παλίρροιας και Α 1, Α 2, Β 1, Β 2 παλιρροιακές σταθερές (Gοdin, Σελ. 24

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» 1972). Είναι γνωστό ότι το μέγεθος του παλιρροιακού ρεύματος έχει τη μεγαλύτερη τιμή του κοντά στην επιφάνεια και ελαττώνεται με το βάθος, στην αρχή βαθμιαία και κοντά στον πυθμένα ταχύτερα. Το βάθος, D, επίδρασης της τριβής πυθμένα του παλιρροιακού ρεύματος είναι: D 2 Όπου Ν Ζ ο συντελεστής κινηματικού ιξώδους και σ η γωνιακή συχνότητα της παλίρροιας. Παράδειγμα 3ο Αν Ν Ζ =200cm/s και σ=1.4x10-4 (M 2 ) τότε από τον τύπο: 2 2* 200 D 3.14 53m 4 1.4*10 Συνεπώς σε νερά με βάθη μικρότερα των 50m, η επίδραση της τριβής του πυθμένα εκτείνεται σε ολόκληρη την υδάτινη στήλη. Για βάθη μεγαλύτερα από 100m, η ταχύτητα παραμένει σταθερή για τα ανώτερα 50m και ελαττώνεται λόγω τριβής στα κατώτερα 50m. 2.6. Κλειστοί κόλποι Ως κλειστοί κόλποι θεωρούνται εκείνοι των οποίων το στόμιο επικοινωνίας με την ανοικτή θάλασσα έχει πολύ μικρό πλάτος και βάθος σε σχέση με του κυρίως κόλπου. Στον Ελλαδικό χώρο, τέτοιοι κόλποι είναι ο Αμβρακικός, ο Κορινθιακός κ.α. Στους κλειστούς κόλπους, των Μεσογειακών θαλασσών η κυκλοφορία εξαρτάται από το ισοζύγιο της βροχόπτωσης-εξάτμισης (Pickard & Emery, 1982). Αν η εξάτμιση υπερτερεί της βροχόπτωσης, τα ύδατα του κόλπου χαρακτηρίζονται Σελ. 25

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» από υψηλή αλατότητα και μεγαλύτερη πυκνότητα, σε σχέση με την ανοιχτή θάλασσα. Στην είσοδο του κόλπου τα νερά της ανοικτής θάλασσας εισέρχονται επιφανειακά, ενώ τα νερά του κόλπου εξέρχονται υποεπιφανειακά (σχήμα 2.8). Μέσα στον κόλπο τα επιφανειακά νερά αποκτούν συχνά μεγαλύτερη πυκνότητα από τα υποεπιφανειακά και βυθίζονται. Ετσι επιτυγχάνεται η ανανέωση των βαθιών νερών με επιφανειακά νερά πλούσια σε οξυγόνο. Η αύξηση της πυκνότητας των επιφανειακών νερών μπορεί να οφείλεται είτε στην αύξηση της αλατότητας είτε στην ελάττωση της θερμοκρασίας. Αν η βροχόπτωση υπερτερεί της εξάτμισης, τότε τα μικρότερης αλατότητας επιφανειακά νερά διαχωρίζονται από τα βαθύτερα νερά με ένα έντονο αλοκλινέςπυκνοκλινές. Στην είσοδο του κόλπου τα μικρότερης αλατότητας νερά εξέρχονται επιφανειακά, ενώ τα μεγαλύτερης αλατότητας νερά της ανοικτής θάλασσας εισέρχονται υποεπιφανειακά (σχήμα 2.8). Το πυκνοκλινές είναι συχνά πολύ έντονο με συνέπεια να εμποδίζονται οι διεργασίες ανάμιξης μεταξύ των επιφανειακών και υποεπιφανειακών νερών. Στην περίπτωση αυτή τα βαθύτερα στρώματα νερού δεν ανανεώνονται με συνέπεια τη μείωση της συγκέντρωση του οξυγόνου και τελικά τη δημιουργία ανοξικών συνθηκών. Τέτοια φαινόμενα παρατηρούνται στη Βαλτική, τη Μαύρη θάλασσα και τις ακτές της Νέας Υόρκης των ΗΠΑ. Σελ. 26

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» Ανοικτή θάλασσα Είσοδος Εξοδος Χειμερινή βύθιση Ανανέωση βαθειών νερών Β+Π>Ε Β+Π>Ε Εξοδος Ανοικτή θάλασσα Είσοδος Χαμηλής αλατότητας επιφανειακό στρώμα στάσιμα νερά άνευ Ο2 Αβαθής κόλπος με κατακόρυφη μίξη «Ασθενή ανανέωση» Βαθής κόλπος Σχήμα 2.8: Σχηματική παράσταση της κατακόρυφης κυκλικής κυκλοφορίας των υδάτων σε κλειστούς κόλπους. (α) Εξάτμιση μεγαλύτερη από τη βροχόπτωση (β) βροχόπτωση μεγαλύτερη από την εξάτμιση, με μίξη των υδάτων στον κόλπο (γ) βροχόπτωση μεγαλύτερη από την εξάτμιση. Οι κλειστοί κόλποι είναι ευάλωτοι στη ρύπανση. Βασικές παράμετροι για την προστασία των κλειστών κόλπων είναι η γνώση της κυκλοφορίας των υδάτων και του χρόνου ανανέωσης ή παραμονής τους στον κόλπο. 2.7. Ποταμόκολποι (Estuaries) Σελ. 27

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» Στις εκβολές των ποταμών, σε κόλπους ή στην ανοιχτή θάλασσα, η εξάπλωσή των γλυκών και υφάλμυρων νερών, είναι επιφανειακή. Συνήθως, ένα αλοκλινές διαχωρίζει τα νερά αυτά από τις θαλάσσιες υδάτινες μάζες. Τα δέλτα των ποταμών όπου το εύρος της παλίρροιας είναι μεγαλύτερο από 2m, χαρακτηρίζονται ως «ποταμόκολποι». Στους ποταμόκολπους, η κυκλοφορία και η ανάμιξη των γλυκών και θαλασσίων υδάτινων μαζών εξαρτάται κυρίως από το εύρος του παλιρροιακού κύματος αλλά και από την παροχή των ποταμών. Οι ποταμόκολποι ανάλογα με την κυκλοφορία και ανάμιξη των υδάτων, διακρίνονται (σχήμα 2.9) σε: Πλήρους κατακόρυφης ανάμιξης Ελαφρώς στρωματοποιημένους Έντονα στρωματοποιημένους Αλατούχες σφήνες Σχήμα 2.9: Τύποι ποταμόκολπων: (α) ομογενοποιημένες, (β) ελαφρώς στρωματοποιημένες, (γ) έντονα στρωματοποιημένες, (δ) σφηνοειδών στρωμάτων. Στα δέλτα των ποταμών όπου το εύρος της παλίρροιας είναι μικρότερο των 2m, η κυκλοφορία των υδάτων και η ανάμιξη ελέγχονται κυρίως από την παροχή του ποταμού και σε μικρότερο βαθμό από την παλίρροια και τα κύματα. Σε ποταμόκολπους με μεγάλες παροχές, τα γλυκά νερά επιπλέουν στο θαλάσσιο νερό και σχηματίζουν επιφανειακά ένα ριπίδιο, ενώ κατά βάθος το πάχος του ριπιδίου ελαττώνεται και τελικά μηδενίζεται προς την ανοικτή θάλασσα (σχήμα 2.10). Σελ. 28

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» Ριπίδιο Αλοκλινές Θαλασσινό νερό Θαλασσινό νερό Ριπίδιο Πηγή ΤΟΜΗ ΚΑΤΟΨΗ (α) (β) Σχήμα 2.10: Τομή και κάτοψη του σχηματιζόμενου ριπίδιου γλυκών νερών ενός δέλτα ποταμού. Μεταξύ των επιφανειακών νερών του ριπιδίου και των υποεπιφανειακών μεγαλύτερης αλατότητας παράκτιων νερών σχηματίζεται ένα έντονο αλοκλινές. Επίσης περιφερειακά του ριπιδίου η μετάβαση από τα γλυκά και υφάλμυρα στα αλμυρά νερά είναι απότομη και έτσι δημιουργείται μέτωπο. Στην περίπτωση που δεν επιδρά η Κοριόλεια δύναμη το ριπίδιο των γλυκών νερών αναπτύσσεται συμμετρικά γύρω από το στόμιο του ποταμού. Αντίθετα όταν επιδρά η Κοριόλεια δύναμη, τα γλυκά νερά εκτρέπονται προς τα δεξιά (βόρειο ημισφαίριο) και ρέουν παράλληλα προς την ακτή. 2.8. Παράκτια μέτωπα Μέτωπο ονομάζεται η επιφάνεια που διαχωρίζει νερά με σαφώς διαφορετικά χαρακτηριστικά (σχήμα 2.11). Στην επιφάνεια της θάλασσας, τα μέτωπα αναγνωρίζονται από μια ζώνη, η οποία διαχωρίζει σαφώς δύο υδάτινες μάζες με διαφορετικό χρώμα. Αυτό πιθανότατα οφείλεται στη διαφορετική συγκέντρωση φυτοπλαγκτού ή των αιωρούμενων σωματιδίων που υπάρχουν στις μάζες αυτές. Η διαχωριστική επιφάνεια των υδάτινων μαζών αποτελεί περιοχή Σελ. 29

«Εισαγωγή στην Ωκεανογραφία και τη Λιμνολογία» ανταλλαγής ορμής, θερμότητας, αλατότητας, ανόργανων και οργανικών υλικών. Σχήμα 2.11: Τομή αλατότητας εγκάρσια σ ένα μέτωπο. Τα παράκτια μέτωπα διακρίνονται σε: Μέτωπα υφαλοκρηπίδας-ηπειρωτικής κατωφέρειας. Τα μέτωπα αυτά είναι αποτέλεσμα της επαφής των χαμηλής θερμοκρασίας και αλατότητας παρακτίων υδάτινων μαζών με ωκεάνιες μάζες υψηλότερων θερμοκρασιών και αλατοτήτων. Μέτωπα παράκτιας ανεμογενούς ανάδυσης. Τα μέτωπα αυτά δημιουργήθηκαν στην επαφή μεταξύ των ανερχόμενων, από τον πυθμένα, υδάτινων μαζών που χαρακτηρίζονται από χαμηλές θερμοκρασίες και των επιφανειακών υδάτων υψηλής θερμοκρασίας. Μέτωπα μεταξύ στρωματοποιημένων υδάτινων μαζών με καλώς αναμεμιγμένες υδάτινες μάζες. Σε περιοχές μετάβασης από τα βαθιά νερά, όπου υπάρχουν καλώς αναμεμιγμένες υδάτινες μάζες λόγω της παλιρροιακής ή της ανεμογενούς ανατάραξης Σελ. 30

Κεφ. 2. «Φυσικές διεργασίες στον παράκτιο χώρο» των νερών, σε ρηχά και στρωματοποιημένα νερά, δημιουργούνται παράκτια μέτωπα. Η δημιουργία, μετακίνηση και καταστροφή των παράκτιων μετώπων, είναι διεργασίες οι οποίες παίζουν σημαντικό ρόλο στην αλιεία αλλά και στην προστασία του περιβάλλοντος, λόγω της υψηλής βιολογικής δραστηριότητας που συγκεντρώνεται κατά μήκος αυτών αλλά και της ανταλλαγής υδάτινων μαζών και των τυχόν ρυπαντών που περιέχονται σ αυτές. ΒΙΒΛΙΟΓΡΑΦΙΑ 1. Beer T., Enνirοnmental Οceanοgraphy, Pergamοn Press, 1983. 2. Bοwden K.F., Physical οceanοgraphy οf cοastal waters, Jοhn Wiley & sοns, p302, 1983. 3. Defant, A., Physical Οceanοgraphy, Pergamοn Press, 1961. 4. Gοdin, G., The analysis οf tides, Liνerpοοl Uniνersity Press, 1972. 5. Picard G.L., and Emery W.J., Descriptiνe physical οceanοgraphy, an intrοductiοn, Pergamοn Press, Οxfοrd, 1982. 6. Φερεντίνος Γ, Ζαχαρίας Ι., Κάστανος Ν., Περιβαλλοντικές επιπτώσεις και ωκεανογραφικές διεργασίες οι οποίες ελέγχουν τη διασπορά και μεταφορά οικιακών και βιομηχανικών αποβλήτων στο θαλάσσιο χώρο, 1994. Σελ. 31