ΤΕΙ ΙΟΝΙΩΝ ΝΗΣΩΝ ΣΧΟΛΗ ΤΕΧΝΟΛΟΓΙΚΩΝ ΕΦΑΡΜΟΓΩΝ ΤΜΗΜΑ ΤΕΧΝΟΛΟΓΩΝ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΚΑΤΕΥΘΥΝΣΗ Α: ΤΕΧΝΟΛΟΓΙΩΝ ΦΥΣΙΚΟΥ ΠΕΡΙΒΑΛΛΟΝΤΟΣ ΥΔΑΤΙΝΑ ΟΙΚΟΣΥΣΤΗΜΑΤΑ ΑΣΚΗΣΗ 1: ΦΥΣΙΚΕΣ ΚΑΙ ΧΗΜΙΚΕΣ ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΤΩΝ ΥΔΑΤΙΝΩΝ ΟΙΚΟΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ. ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ -ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ-ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ Επιμέλεια: Δρ. Γιάννη Αρετή
1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ Καθώς η ενέργεια εισέρχεται από τον ήλιο στον ωκεανό, απορροφάται και αποθηκεύεται στη μάζα του ωκεάνιου νερού ως θερμότητα. Η ενέργεια επίσης εξατμίζει το θαλασσινό νερό και με αυτό τον τρόπο αυξάνει την αλατότητα του Θερμαίνοντας ένα υλικό, αυτό διαστέλλεται και έτσι μειώνεται η πυκνότητα του (μάζα ανά μονάδα όγκου). Αντίστροφα, ψύχοντας ένα υλικό αυξάνεται η πυκνότητά του. Στην περίπτωση του θαλασσινού νερού οι αλλαγές στην πυκνότητα από την εποχιακή θέρμανση ή ψύξη αποτελούν μία από τις διαδικασίες που δημιουργούν τα ωκεάνια ρεύματα. Η μεταβολή της ποσότητας των διαλυμένων αλάτων στο θαλασσινό νερό, επηρεάζει επίσης την πυκνότητα. Η μείωση του όγκου λόγω της πίεσης από τα υπερκείμενα στρώματα νερού είναι ο τρίτος παράγοντας που καθορίζει την πυκνότητα του θαλασσινού νερού σε κάθε σημείο. Από τους τρεις παράγοντες θερμοκρασία, αλατότητα και πίεση η θερμοκρασία είναι ο πιο σημαντικός παράγοντας. Για το λόγο αυτό, ένα απλό μοντέλο της ωκεάνιας κυκλοφορίας των επιφανειακών νερών σε μία περιοχή μπορεί να κατασκευαστεί βασιζόμενο μόνο στη θερμοκρασία. Το να κατανοήσουμε την ωκεάνια κυκλοφορία είναι σημαντικό διότι η κίνηση του νερού επηρεάζει την κατανομή της ενέργειας και των υλών στη γη, καθορίζει τα θαλάσσια βιολογικά περιβάλλοντα και έχει μία πολύ σημαντική επίδραση στο κλίμα. Ένα χαρακτηριστικό παράδειγμα είναι η διαφορά κλίματος που υπάρχει μεταξύ της πόλης της Ηγουμενίτσας και της Κοζάνης, περιοχές που βρίσκονται σχεδόν στο ίδιο γεωγραφικό πλάτος και γι αυτό το λόγο θα αναμενόταν να έχουν παρόμοιο κλίμα. Ο πρώτος και σημαντικότερος παράγοντας που ελέγχει τη μεταβολή του κλίματος στις δύο πόλεις είναι η θερμοκρασία του νερού της επιφάνειας της θάλασσας κοντά στην Ήπειρο, διότι αυτή ελέγχει ή/και ρυθμίζει τις τοπικές θερμοκρασίες του αέρα και την υγρασία, και ο δεύτερος είναι φυσικά και η μεγάλη οροσειρά της Πίνδου. Μπορούμε να δούμε τη σπουδαιότητα της θερμοκρασίας σαν μία επίδραση στην πυκνότητα του νερού, αν κάνουμε μία ποσοτική σύγκριση της επίδρασης στην πυκνότητα των αλλαγών της αλατότητας και της θερμοκρασίας. Θα αποκλείσουμε τις επιδράσεις της πίεσης από την στιγμή που είναι πολύ μικρές σε νερό ρηχότερο από 1000 μέτρα. Η μεταβολή της αλατότητας κατά ένα μέρος αλατιού ανά χίλια μέρη νερού (1 μέρος ανά χίλια, ή 1 ) έχει περισσότερη επίδραση στην πυκνότητα απ ότι μία μεταβολή της θερμοκρασίας κατά 1 ο C. Για παράδειγμα, η διαφορά της πυκνότητας που παράγεται από τη μεταβολή κατά 1 της αλατότητα είναι 0,001 gr/cm 3, και η διαφορά της πυκνότητας που παράγεται από τη μεταβολή της θερμοκρασίας κατά 1 ο C είναι, κατά κανόνα, ανάμεσα στο 0,00005 και 0,00035 gr/cm 3. Θεωρώντας τα νερά της επιφάνειας των ωκεανών ως σύνολο, διαπιστώνουμε ότι η θερμοκρασία είναι ο πιο σημαντικός παράγοντας διότι οι μεταβολές της (κυμαίνονται από -2 σε 35 ο C) είναι πολύ σημαντικότερες από τις μεταβολές της αλατότητας (οι οποίες κυμαίνονται μόνο από 33 σε 37 ). Η πυκνότητα, η μάζα ανά μονάδα όγκου, του θαλασσινού νερού εξαρτάται από δύο ιδιότητες: τη θερμοκρασία και την περιεκτικότητα άλατος, ή αλατότητα. Καθώς η περιεκτικότητά του σε άλατα αυξάνει, η πυκνότητά του αυξάνει. Λόγω του ότι το νερό με υψηλή πυκνότητα έχει την τάση να
βυθίζεται, και αυτό με χαμηλή πυκνότητα τείνει να ανέρχεται πάνω ή να εγκαθίσταται κάτω από το υδάτινο στρώμα των ωκεανών με την μέση πυκνότητα, η μεταβολή στην πυκνότητα είναι μία διαδικασία μέσω της οποίας προκαλείται η κίνηση του νερού. Ως εκ τούτου, μας ενδιαφέρει ο καταμερισμός της θερμοκρασίας όπως και της αλατότητας του νερού, από τη στιγμή που αυτές αποτελούν τους δύο παράγοντες που καθορίζουν την κυκλοφορία, η οποία προκαλείται από τις μεταβολές της πυκνότητας. 2. ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ Οι ωκεανοί παρουσιάζουν ένα πολύ μεγάλο εύρος θερμοκρασιακών τιμών. Στα παράκτια τροπικά νερά η θερμοκρασία ανέρχεται στους 38 ο C, ενώ στα πολικά νερά φτάνει μέχρι τους -2 ο C. Υπενθυμίζεται ότι το σημείο πήξης του θαλάσσιου νερού είναι χαμηλότερο κατά 2 C από αυτό του γλυκού νερού, το οποίο, ως γνωστό, εμφανίζεται στους 0 ο C. Η διαφορά αυτή οφείλεται στη ύπαρξη αλάτων στο ωκεάνιο νερό. Το σημείο πήξης μειώνεται κατά ~0,3 C όταν η τιμή της αλατότητας αυξάνεται κατά 5. Η θερμοκρασία των επιφανειακών στρωμάτων του ωκεανού επηρεάζεται από την: Ένταση της ηλιακής και κοσμικής ακτινοβολίας. Ατμοσφαιρική κυκλοφορία. Ύπαρξη θαλάσσιων ρευμάτων. Ο πρώτος παράγοντας αποτελεί την κύρια ενεργειακή πηγή, ο δεύτερος μεταφέρει την θερμότητα μεταξύ ατμόσφαιρας και ωκεανού, ενώ ο τρίτος κατανέμει το ποσοστό της θερμότητας που έχει απορροφήσει ο ωκεανός στα διάφορα (επιφανειακά και βαθιά) θαλάσσια στρώματα. Η τιμή της θερμοκρασίας στα επιφανειακά στρώματα του ωκεάνιου νερού εξαρτάται από το γεωγραφικό πλάτος και την εποχή του χρόνου. Μεγαλύτερη ποσότητα θερμότητας ανά μονάδα επιφάνειας δέχεται ο Ισημερινός από ότι οι πόλοι, ενώ μεγαλύτερη ποσότητα θερμότητας δέχεται μια περιοχή το καλοκαίρι από ότι το χειμώνα. Η θάλασσα χαρακτηρίζεται από σημαντική ικανότητα αποθήκευσης θερμότητας. Μεγαλύτερα ποσά θερμότητας ανά μονάδα επιφάνειας απορροφώνται στην περιοχή του Ισημερινού από ότι στους πόλους. Ωστόσο, η θερμότητα που έχει απορροφηθεί σε μια ωκεάνια περιοχή μεταφέρεται σε άλλα γεωγραφικά μήκη και πλάτη μέσω οριζόντιων υπο-επιφανειακών ρευμάτων, ενώ η θέρμανση των βαθιών ωκεάνιων λεκανών γίνεται μέσω των καθοδικών ρευμάτων. Γενικά, η μεγάλη θερμοχωρητική ικανότητα της θάλασσας διαδραματίζει σημαντικό ρόλο στη διαμόρφωση του παγκόσμιου κλίματος, αφού μετριάζει τις ακραίες καταστάσεις και συμβάλλει στην ομοιόμορφη κατανομή της θερμοκρασίας στις ηπειρωτικές και παράκτιες περιοχές. 2.1. ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ Οι τιμές της θερμοκρασίας στην επιφάνεια του παγκόσμιου ωκεανού (βάθη νερού μέχρι 5 m) παρουσιάζουν μια ζώνωση ως προς το γεωγραφικό πλάτος. Η μέση ετήσια θερμοκρασία κοντά
στον Ισημερινό φτάνει στους 28 ο C, ενώ μειώνεται προοδευτικά προς τους πόλους, όπου η τιμή της προσεγγίζει τους -2 ο C. Όμως, οι ισόθερμες καμπύλες (δηλαδή, οι γραμμές που ενώνουν περιοχές με την ίδια θερμοκρασία) αποκλίνουν από το ιδεατό μοντέλο της ζωνικής κατανομής, ιδιαίτερα: (α) Στον Βόρειο Ατλαντικό, του οποίου οι πολικές και υποπολικές περιοχές έχουν νερά με σχετικά μεγαλύτερη θερμοκρασία από τα νερά των αντίστοιχων περιοχών του Βόρειου Ειρηνικού, (β) Στα ανατολικά περιθώρια των ωκεανών, με μικρά και μέσα γεωγραφικά πλάτη, όπου το φαινόμενο της ανάδυσης (upwelling) βαθιών και ψυχρών ρευμάτων προς την επιφάνεια συμβάλλει αποφασιστικά στην πτώση της θερμοκρασίας των επιφανειακών νερών στις περιοχές αυτές, και (γ) Στον τροπικό Ειρηνικό, όπου η μεταφορά, προς στα ανατολικά, θερμών επιφανειακών υδάτινων μαζών προκαλεί την ανάπτυξη τροπικών κυκλώνων, δηλαδή ιδιαίτερα χαμηλών βαρομετρικών (ατμοσφαιρικών) συστημάτων με εξαιρετικά ισχυρή ένταση. Εικόνα 1. Μέση ετήσια θερμοκρασία του επιφανειακού στρώματος του Παγκόσμιου Ωκεανού Στις ωκεάνιες περιοχές μέσου γεωγραφικού πλάτους (από 30 έως 40 ) εντοπίζεται το μέγιστο εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της θερμοκρασίας μέγιστη τιμή παρουσιάζεται τους μήνες Αύγουστο-Σεπτέμβριο και η ελάχιστη τους μήνες Φεβρουάριο-Μάρτιο. Αντίθετα, στο νότιο ημισφαίριο, η διακύμανση της επιφανειακής θερμοκρασίας συνδέεται πρωτίστως με την ηλιακή ακτινοβολία. Στην περιοχή του Ισημερινού και στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη το ετήσιο εύρος δεν είναι μεγάλο και σπάνια υπερβαίνει τους 2 o C. Ωστόσο, σε θάλασσες που περιβάλλονται από χέρσο, π.χ. Αδριατική, τη Βαλτική, τη Μαύρη Θάλασσα, το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της επιφανειακής θερμοκρασίας μπορεί να ανέλθει μέχρι και τους 14 C. Στις περιοχές αυτές το κλίμα που επικρατεί χαρακτηρίζεται ως σχεδόν ηπειρωτικό.
2.2. ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ Η κατακόρυφη διακύμανση της θερμοκρασίας είναι στενά συνδεδεμένη από την κυκλοφορία των ωκεάνιων ρευμάτων. Γενικά, το μοντέλο της κατανομής των τιμών της θερμοκρασίας ως προς το βάθος του νερού χαρακτηρίζεται από την ύπαρξη τριών ζωνών (Εικόνα 2): (α) της επιφανειακής (5-200 m), (β) της μεταβατικής ή θερμοκλινούς (200-1000 m) και της βαθιάς (>1000 m) ζώνης. Η θερμοκρασία στην ανώτατη στιβάδα νερού, το εύρος της οποίας κυμαίνεται από 0 έως 5 m, καθορίζεται από παράγοντες ανεξάρτητους από την ωκεάνια κυκλοφορία, όπως είναι η ποσότητα της ηλιακής ενέργειας και ο μηχανισμός θερμικής ανταλλαγής ωκεανού-ατμόσφαιρας. 1. Η επιφανειακή ζώνη (βάθος από 5 έως 200 m). Είναι μια σχετικά λεπτή και καλά αναμεμειγμένη ζώνη νερού που βρίσκεται κάτω από την άμεση επίδραση της ηλιακής ενέργειας και των θερμικών ανταλλαγών με την ατμόσφαιρα. Χαρακτηρίζεται από σχετικά σταθερή θερμοκρασία λόγω της ανάμειξης των νερών από τα ανεμογενή κύματα. Ωστόσο, η τιμή της θερμοκρασίας στην επιφανειακή ζώνη μεταβάλλεται σε σχέση με το γεωγραφικό πλάτος. Κοντά στον Ισημερινό, τα νερά έχουν υψηλές θερμοκρασίες καθ όλη τη διάρκεια του έτους. Αντίθετα, στις περιοχές που βρίσκονται κοντά στους πόλους, οι θερμοκρασίες των επιφανειακών στρωμάτων είναι σχεδόν πάντα ιδιαίτερα χαμηλές. Στην εύκρατη κλιματική ζώνη, οι τιμές της θερμοκρασίας που λαμβάνει ένα μια επιφανειακή μάζα νερού είναι χαμηλότερες από αυτές των τροπικών νερών και υψηλότερες των αντίστοιχων πολικών νερών και μεταβάλλονται σημαντικά κατά τη διάρκεια του έτους. Εικόνα 2. Κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας του Παγκόσμιου Ωκεανού 2. Η μεταβατική ζώνη (βάθος από 200 έως 1000 m). Το στρώμα αυτό χαρακτηρίζεται από μια έντονη ελάττωση της θερμοκρασίας με το βάθος και καλείται θερμοκλινές. Το διακρίνουμε σε μόνιμο όταν υφίσταται δια-εποχιακά και σε εποχιακό όταν αλλάζει εποχιακά, (ιδιαίτερα σε μέσα
γεωγραφικά πλάτη ή στις κλειστές και αβαθείς θαλάσσιες λεκάνες). Στα μικρά γεωγραφικά πλάτη, το θερμοκλινές έχει πολύ έντονη παρουσία και μικρή εποχιακή διακύμανση. Στα ενδιάμεσα γεωγραφικά πλάτη και καθώς πλησιάζουμε στους πόλους, το θερμοκλινές αρχίζει να έχει μικρότερο εύρος, ασαφή όρια και έντονες εποχιακές μεταβολές (Εικόνα 3). Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, το θερμοκλινές απουσιάζει εντελώς, αν και σε ορισμένες περιοχές που βρίσκονται σε επαφή με στους πάγους, και η θερμοκρασία εμφανίζει μια ιδιόρρυθμη κατανομή. Το επιφανειακό στρώμα, το οποίο επηρεάζεται από την τήξη των πάγων και από την πτώση πολύ ψυχρών ατμοσφαιρικών κατακρημνίσμάτων, είναι ψυχρότερο από τα βαθύτερα στρώματα, με αποτέλεσμα την αναστροφή του θερμοκλινούς. Ομογενές στρώμα ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Επιστημονικές εργασίες ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Επιστημονικές εργασίες ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Επιστημονικές εργασίες ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Βιογραφικό σημείωμα Υπόμνημα Εργασιών ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Βιογραφικό σημείωμα Υπόμνημα Εργασιών ΓΙΑΝΝΗ ΑΡΕΤΗ Βιογραφικό σημείωμα Υπόμνημα Εργασιών Εικόνα 3. Αριστερά: Σχηματισμός και αναστροφή του εποχικού θερμοκλινούς. Δεξιά: Κατά τη διάρκεια ζεστού καιρού, και αν υπάρχουν λίγες καταιγίδες, τα ανώτερα 50-100 μέτρα του ωκεανού ζεσταίνονται. Αποτέλεσμα της θέρμανσης αυτής είναι η δημιουργία θερμοκλινούς σε μικρά βάθη, όπως φαίνεται και στην εικόνα. Η συνεχής καμπύλη παρουσιάζει την χειμερινή κατάσταση στο ομογενές στρώμα, και το σταθερό θερμοκλινές στα βαθειά, η στιγματισμένη καμπύλη (...) παρουσιάζει το εποχιακό θερμοκλινές που επιτυγχάνεται μετά από το ανοιξιάτικο ζέσταμα και αυτό εμφανίζεται μόνο στο ανώτερο ομογενές στρώμα, η διακεκομμένη καμπύλη (- - -) παρουσιάζει το εποχιακό θερμοκλινές, σε ακραία καλοκαιρινή συνθήκη, επίσης παρουσιάζεται μόνο στο ομογενές στρώμα 3. Η βαθιά ζώνη. Είναι το υδάτινο στρώμα κάτω από το θερμοκλινές. Παρουσιάζει αρκετά χαμηλές θερμοκρασίες (με τιμή κατά μέσο όρο μικρότερη των 4 C) και πολύ μικρή μεταβολή με το βάθος. Το στρώμα αυτό αντιπροσωπεύει το μεγαλύτερο μέρος (~75%) της υδάτινης μάζας των ωκεανών. Σε ημίκλειστες θαλάσσιες λεκάνες που τα ψυχρά πολικά νερά δεν μπορούν να εισέλθουν σε αυτές, τα βαθιά νερά έχουν υψηλότερες τιμές θερμοκρασίας από ότι στους ανοιχτούς ωκεανούς. Τέτοια περίπτωση συναντάται στη Μεσόγειο Θάλασσα, όπου το Στενό του Γιβραλτάρ με βάθος μικρότερο των 400 m εμποδίζει την είσοδο νερού πολικής προέλευσης. Στις βαθιές ωκεάνιες τάφρους, και σε βάθη κάτω των 3000 έως 4000 m, οι θερμοκρασίες αυξάνονται (με αργούς ρυθμούς) ως αποτέλεσμα της αύξησης της πίεσης. Υπολογισμός της κλίσης του θερμοκλινούς: Σχηματικά η ζώνη του θερμοκλινούς, θεωρώντας μια τυχαία καμπύλη μεταβολής θερμοκρασίας με το βάθος δίνεται στην εικόνα 4. Παρατηρούμε ότι η καμπύλη παρουσιάζει πολύ μικρή κλίση σε όλες τις υπόλοιπες περιοχές βάθους στη στήλη πλην της διαγραμμισμένης περιοχής. Η ζώνη αυτή, σύμφωνα και με τον ορισμό που δόθηκε πιο πάνω είναι το θερμοκλινές της υδάτινης στήλης. Στην περίπτωση αυτή επομένως αναπτύσσεται στη
στήλη του νερού θερμοκλινές που εκτείνεται από το βάθος Ζ1 έως το βάθος Ζ2 (Ζ2>Ζ1) (Εικόνα 4). Η μεταβολή της θερμοκρασίας στη ζώνη του θερμοκλινούς θα είναι ίση με Τ2-Τ1 (Τ2>Τ1). Επομένως η κλίση της καμπύλης στη ζώνη του θερμοκλινούς είναι: ΔΤ/ΔΖ = (Τ2-Τ1)/(Ζ2-Ζ1) ο C/m Εικόνα 4. Ζώνη θερμοκλινούς 3. ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ Αλατότητα ορίζεται ως η ολική ποσότητα του διαλυμένου υλικού, σε μέρη επί τοις χιλίοις κατά βάρος σε ένα κιλό θαλάσσιου νερού, όταν όλες οι βρωμιούχες και ιωδιούχες ενώσεις που περιέχονται έχουν αντικατασταθεί από ισοδύναμη ποσότητα χλωριούχων ενώσεων, όλη η ποσότητα των ανθρακικών έχει μετατραπεί σε οξείδια ενώ όλο το οργανικό υλικό έχει οξειδωθεί. Την αλατότητα του θαλασσινού νερού δεν είναι δύσκολο να την προσδιορίσεις. Ένας λόγος είναι ότι άσχετα από την πλήρη συγκέντρωση των αλάτων στο διάλυμα, τα σημαντικότερα διαλυμένα συστατικά βρίσκονται ουσιαστικά σε σταθερή αναλογία το ένα με το άλλο. Το γεγονός αυτό αναγνωρίσθηκε πρώτα από τη Johann Forchhammer και αργότερα επιβεβαιώθηκε το 1884 από τον Wilhelm Dittemar, ο οποίος προσεκτικά ανέλυσε 77 δείγματα που συλλέχθηκαν στην ερευνητική αποστολή του Challenger (1872-1876). Οι σύγχρονες τεχνικές ανάλυσης έχουν διευκολύνει την τελειοποίηση των αναλογιών του Dittemar, αν και η σημασία του έργου του δεν είναι η ακρίβεια των αριθμητικών τιμών, αλλά περισσότερο η επίδειξη της ακρίβειας των αναλογιών για περίπου δώδεκα διαλυμένα συστατικά (Πίνακας 1). Στην θεωρία, αν προσδιορίσουμε την συγκέντρωση ενός κύριου διαλυμένου ιόντος σε ένα δείγμα, μπορούμε να υπολογίσουμε την συγκέντρωση των άλλων κύριων συστατικών. Στην πράξη κάτι τέτοιο δεν είναι και τόσο απλό, λόγω των προβλημάτων ανάλυσης στην διάκριση ανάμεσα σε μερικά από τα στοιχεία. Λόγω του ότι το χλώριο είναι το πιο κοινό διαλυμένο ιόν και ένα από τα ευκολότερα στον ακριβή προσδιορισμό, η συγκέντρωση του προσδιορίζεται, συνήθως από μία διαδικασία γνωστή ως στοιχειομετρική ανάλυση Knudsen, και από αυτή τη μέτρηση η αλατότητα υπολογίζεται:
Αλατότητα ( ) = 1,80655 x συγκέντρωση σε χλώριο ( ) Πίνακας 1: Τα κυριότερα διαλυμένα συστατικά του θαλασσινού νερού με περιεκτικότητα χλωρίου 19 και αλατότητα 34,32. Διαλυμένη ουσία Συγκέντρωση (γραμμάρια ανά κιλά) Λόγος διαλυμένου άλατος προς συγκέντρωση χλωρίου ( ) Εκατοστιαίο ποσοστό κατά βάρος Χλώριο 18,980 0,99895 55,04 Νάτριο 10,556 0,55557 30,61 Θειικό οξύ 2,649 0,13942 7,68 Μαγνήσιο 1,272 0,06695 3,69 Ασβέστιο 0,400 0,02105 1,16 Κάλιο 0,380 0,02000 1,10 Δισανθρακικό άλας 0,140 0,00727 0,41 Βρόμιο 0,065 0,00342 0,19 Βορικό οξύ 0,026 0,00137 0,07 Στρόντιο 0,013 0,00008 0,04 Ιόν Φθορίου 0,001 0,00005 0,00 Σύνολα 34,482 99,99 Να σημειωθεί ότι στον πίνακα 1 η αλατότητα (34,32 ) που υπολογίζεται από την περιεκτικότητα σε χλώριο 19 είναι μικρότερη από την αλατότητα που προσδιορίζεται από τους λόγους των στοιχείων προς το ιόν του χλωρίου (34,482). Ο λόγος είναι ότι το βρόμιο και το ιώδιο συμπεριφέρονται σαν να ήταν άτομα χλωρίου στη χημική ανάλυση. Παρόλα αυτά, ο ορισμός της αλατότητας ορίζει ότι το βρόμιο και το ιώδιο πρέπει να μετατραπούν σε ισοδύναμο (βάρος) χλώριο και το διοξείδιο του άνθρακα να μετατραπεί σε οξείδιο. Όταν αυτοί οι μαθηματικοί χειρισμοί έχουν ολοκληρωθεί, η συγκέντρωση σε χλώριο αυξάνει, το διοξείδιο του άνθρακα και το βρόμιο μειώνονται, και η αλατότητα που υπολογίζεται μέσω της περιεκτικότητας σε χλώριο 19 και εκείνη που προσδιορίζεται από τους λόγους του πίνακα 1 συμφωνούν πολύ καλά. Μία άλλη μέθοδος ανάλυσης για τον προσδιορισμό της αλατότητας ενός διαλύματος άλατος είναι η μέτρηση της ικανότητάς του να μεταφέρει ένα ηλεκτρικό ρεύμα. Η αγωγιμότητα αυξάνει με την αύξηση του άλατος και αυτή η ιδιότητα του θαλασσινού νερού μπορεί να μετρηθεί. Η μέτρηση της αλατότητας γίνεται σήμερα με τον προσδιορισμό της ηλεκτρικής αγωγιμότητας του θαλασσινού νερού, μια μέθοδο που έχει ακρίβεια 0,002. Το όργανο που χρησιμοποιείται στο πεδίο για την μέτρηση της αλατότητας ονομάζεται CTD (Salinity-Temperature-Depth) και χρησιμοποιεί μια επαγωγική κυψέλη. Έχει τη δυνατότητα αυτόματης διόρθωσης της τιμής της αγωγιμότητας από την επίδραση που ασκούν η θερμοκρασία και η πίεση, δίνοντας τελικά την ακριβή τιμή της αλατότητας. Στις μέρες μας, οι προσδιορισμοί της αλατότητας από υψηλής συγκέντρωσης μετρήσεις αγωγιμότητας είναι πιο αποδεκτές από τις χημικές μεθόδους.
Οι ωκεανοί λαμβάνουν άλατα από τη διάβρωση και τη διάλυση των ορυκτών του εδάφους και από τις ηφαιστειακές εκροές. Τα ευμετάβλητα στοιχεία των ορυκτών έρχονται σε διάλυση στη θάλασσα από τους χείμαρρους όπου συσσωρεύονται και ανακυκλώνονται μέσω ποικίλων διαδικασιών. Η αλατότητα είναι μία συντηρητική ιδιότητα, δηλαδή είναι αυτή που στον ωκεανό παραμένει σταθερή για μεγάλες χρονικές περιόδους, ακόμα και όταν, τοπικά, η αλατότητα ποικίλει. Υψηλή αλατότητα, ή διάλυση, παρουσιάζεται μόνο στα παράκτια νερά ή σε εν μέρη κλειστές θάλασσες. Τέτοιες υπερβολές συμβαίνουν κατά την διάρκεια έντονων ή υπέρμετρων εκροών από την ξηρά, ή από τις υψηλές τιμές της εξάτμισης και τη μικρή ανάμιξη με άλλα νερά, όπως στην Ερυθρά και στη Μεσόγειο Θάλασσα. Στα επιφανειακά νερά των ωκεανών, η τιμή της αλατότητας εξαρτάται κύρια από τις εξής διεργασίες: Την εξάτμιση, που προκαλεί συγκέντρωση των διαλυμένων αλάτων, λόγω απομάκρυνσης μάζας νερού. Τη βροχόπτωση, που συμβάλλει στην αραίωση των διαλυμένων αλάτων λόγω προσθήκης ατμοσφαιρικών κατακρημνισμάτων. Την ανάμειξη των επιφανειακών στρωμάτων θαλάσσιου νερού με τα υποκείμενα θαλάσσια στρώματα. Στις παράκτιες περιοχές, εκτός από τα τις παραπάνω διεργασίες, σημαντικό ρόλο παίζει και η προσθήκη γλυκού νερού από τα ποτάμια, ελαττώνοντας την τιμή της αλατότητας. Στις πολικές περιοχές τόσο η πήξη όσο και η τήξη του νερού συμβάλλουν στον διακύμανση της αλατότητας. Σε περιοχές με σημαντική εξάτμιση του θαλάσσιου νερού η τιμή της αλατότητας είναι σημαντικά αυξημένη, όπως συμβαίνει στην περιοχή της Ερυθράς Θάλασσας (S ~41%ο), ενώ αντίθετα, στη Μαύρη Θάλασσα, ο βαθμός αραίωσης των υδάτων λόγω των εκροών μεγάλων ποταμών είναι τόσο μεγάλος ώστε η αλατότητα είναι 16. Το γλυκό νερό έχει αλατότητα μικρότερη από 0,5. Γενικά, η τιμή της αλατότητας στις περισσότερες ωκεάνιες περιοχές κυμαίνεται από 33 μέχρι 37, με μια μέση τιμή της τάξης περίπου του 35. Οι μέσες αλατότητες των ωκεανών είναι: 34,62 στον Ειρηνικό Ωκεανό, 34,76 στον Ινδικό Ωκεανό, 34,90 στον Ατλαντικό Ωκεανό, 34,72 στον Παγκόσμιο Ωκεανό. 3.1. ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟ ΧΩΡΟ Η τιμή της επιφανειακής αλατότητας αναπτύσσεται κατά ζώνες παράλληλες με το γεωγραφικό πλάτος. Έχει όμως μια χαρακτηριστική ιδιομορφία σε σχέση με τη κατανομή της θερμοκρασία. Γίνεται μέγιστη στους Τροπικούς του Καρκίνου και του Αιγόκερω (25 ο Β και Ν), μειώνεται λίγο βορειότερα του Ισημερινού (8 ο Β), ενώ γίνεται ελάχιστη στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη (60 ο Β και Ν). Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, οι ατμοσφαιρικές κατακρημνίσεις καθώς επίσης η τήξη του πάγου
είναι οι κυρίαρχοι μηχανισμοί που συμβάλλουν στη μείωση της αλατότητας, Επιπλέον, η περιορισμένη ηλιοφάνεια σε συνδυασμό με την επικράτηση χαμηλών θερμοκρασιών περιορίζουν αποφασιστικά τη διαδικασία της εξάτμισης. Σε μικρότερα γεωγραφικά πλάτη, κοντά στους Τροπικούς του Καρκίνου και του Αιγόκερω, οπού δρουν θερμά και ξηρά ατμοσφαιρικά συστήματα προκαλούν σημαντική εξάτμιση του νερού από την επιφάνεια του ωκεανού, με αποτέλεσμα την αύξηση της αντίστοιχης αλατότητας. Επιπρόσθετα η περιορισμένη παρουσία μηχανισμών αραίωσης, όπως ατμοσφαιρικών κατακρημνίσεων και ποτάμιων απορροών συμβάλλουν διατήρηση υψηλών τιμών αλατότητας. Στην περιοχή του Ισημερινού, όπου οι υψηλές θερμοκρασίες ευνοούν τους έντονους ρυθμούς εξάτμισης, θα περίμενε κανείς ότι οι τιμές της αλατότητας να ήταν οι μέγιστες. Ωστόσο, ο αυξημένος ρυθμός ατμοσφαιρικών κατακρημνίσεων (βροχοπτώσεις) και απορροών εδαφών ελαττώνουν μερικώς την αλατότητα. Εικόνα 5. Η κατανομή των επιφανειακών αλατοτήτων του ωκεανού ( ) για το μήνα Αύγουστο. Τα σημεία με την ίδια αλατότητα συνδέονται με τις ισόαλες καμπύλες.
Εικόνα 6. Διακύμανση της επιφανειακής θερμοκρασίας και αλατότητας συναρτήσει του γεωγραφικού πλάτους. Εικόνα 7. Η ταξινόμηση της επιφανειακής αλατότητας αναπαριστάται γραφικά έναντι της διαφοράς της εξάτμισης και των ατμοσφαιρικών κατακριμνησμάτων. Συγκρίνοντας το επιφανειακό στρώμα νερού του Ειρηνικού Ωκεανού με εκείνο του Ατλαντικού, προκύπτει ότι το πρώτο έχει μικρότερη αλατότητα από το δεύτερο. Η διαφορά αυτή είναι εντονότερη στην περιοχή του Βορείου Ημισφαιρίου. Το φαινόμενο ερμηνεύεται λαμβάνοντας υπόψη τη σχετική κυκλοφορία των αέριων μαζών και τη μορφολογία του γήινου ανάγλυφου. Υδρατμοί εξατμίζονται από τον Ατλαντικό Ωκεανό και συσσωρεύονται στον αντίστοιχο ατμοσφαιρικό αέρα ενώ στη συνέχεια με την αιολική δράση και ιδιαίτερα την ύπαρξη των αληγών ανέμων μεταφέρονται πάνω από τον Ειρηνικό Ωκεανό και καταλήγουν σ' αυτόν με έντονες βροχοπτώσεις. Η αντίστροφη διαδρομή των υδρατμών από τον Ειρηνικό προς τον Ατλαντικό
εμποδίζεται από τις οροσειρές που υψώνονται στις δυτικές ακτές Βορείου και Νοτίου Αμερικής, προκαλώντας βροχές και ελάττωση της αλατότητας κατά μήκος των ακτών αυτών. 3.2. ΕΠΙΦΑΝΕΙΑΚΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ ΣΤΟ ΧΡΟΝΟ Οι ετήσιες διακυμάνσεις της αλατότητας στην επιφάνεια των ωκεανών είναι μικρές και άμεσα συνδεδεμένες με τις αντίστοιχες διακυμάνσεις της εξάτμισης και της βροχόπτωσης. Γενικά, το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της επιφανειακής αλατότητας είναι μικρότερο από 0,5 με κάποιες εξαιρέσεις τοπικού χαρακτήρα, σημαντικότερες των οποίων είναι οι εξής: Στις περιοχές με μεγάλες ετήσιες διακυμάνσεις του ύψους των βροχοπτώσεων, όπως στον Κόλπο της Βεγγάλης και τη Νοτιοανατολική Ασία, όπου το εύρος των ετήσιων διακυμάνσεων της επιφανειακής αλατότητας μπορεί να φθάσει το 3. Αντίστοιχο φαινόμενο παρατηρείται στον Βορειοανατολικό Ειρηνικό και τον Κόλπο του Παναμά. Στις περιοχές που βρίσκονται σε άμεση γειτονία με εκβολές μεγάλων ποταμών των οποίων η παροχή γλυκού νερού υπόκειται σε μεγάλες ετήσιες διακυμάνσεις. Τέτοια περίπτωση παρατηρείται στο Σκάγιερακ, όπου το αντίστοιχο εύρος διακύμανσης της επιφανειακής αλατότητας είναι της τάξης του 5. Στις υποπολικές περιοχές, η τήξη των πάγων την καλοκαιρινή περίοδο προκαλεί εποχική ελάττωση της αλατότητας. Ειδικότερα, αναφέρεται η περιοχή της Νέας Γουϊνέας με εποχικό εύρος διακύμανσης της επιφανειακής αλατότητας της τάξης του 0,7 και μέγιστη τιμή της επιφανειακής αλατότητας τους μήνες Φεβρουάριο και Μάρτιο. 3.3. ΚΑΤΑΚΟΡΥΦΕΣ ΔΙΑΚΥΜΑΝΣΕΙΣ ΤΗΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ Οι διακυμάνσεις της αλατότητας με το βάθος ακολουθούν σε γενικές γραμμές το μοντέλο κατακόρυφης κατανομής της αλατότητας. Ωστόσο, επειδή οι μεταβολές της αλατότητας, σε αντίθεση με τη θερμοκρασία, είναι πολύ μικρές, ο διαχωρισμός της υδάτινης στήλης σε ζώνες αλατότητας δεν είναι πάντα εφικτός. Σε παράκτιες περιοχές με σημαντική επίδραση από ποτάμια, υπάρχει στην επιφάνεια νερό μειωμένης αλατότητας. Αμέσως βαθύτερα, βρίσκεται μια ζώνη στην οποία η αλατότητα αυξάνεται απότομα και διαχωρίζει τα βαθιά αλμυρά νερά από τα επιφανειακά υφάλμυρα. Η ζώνη αυτή ονομάζεται αλοκλινές και πολλές φορές βρίσκεται στο ίδιο περίπου βάθος με το θερμοκλινές. Γενικά, σε βάθη μεγαλύτερα από 2.000 m, τα ωκεάνια νερά χαρακτηρίζονται ως ομοιογενή ως προς τις παραμέτρους της θερμοκρασίας και της αλατότητας με κάποιες τοπικές εξαιρέσεις, όπως είναι η περίπτωση της Μεσογείου Θάλασσας. Σε βάθη μεγαλύτερα των 4.000 m, σε παγκόσμια κλίμακα, η τιμή της αλατότητας κυμαίνεται μεταξύ 34,6 και 34,9.
Εικόνα 8. Κατακόρυφη κατανομή της αλατότητας του Παγκόσμιου Ωκεανού Υπολογισμός της κλίσης του αλοκλινούς: Σχηματικά η ζώνη του αλοκλινούς, θεωρώντας μια τυχαία καμπύλη μεταβολής αλατότητας με το βάθος δίνεται στην εικόνα 9. Παρατηρούμε ότι η καμπύλη παρουσιάζει πολύ μικρή κλίση σε όλες τις υπόλοιπες περιοχές βάθους στη στήλη πλην της διαγραμμισμένης περιοχής. Η ζώνη αυτή, σύμφωνα και με τον ορισμό που δόθηκε πιο πάνω είναι το αλοκλινές της υδάτινης στήλης. Στην περίπτωση αυτή επομένως αναπτύσσεται στη στήλη του νερού αλοκλινές που εκτείνεται από το βάθος Ζ1 έως το βάθος Ζ2 (Ζ2>Ζ1) (Εικόνα 9). Η μεταβολή της αλατότητας στη ζώνη του αλοκλινούς θα είναι ίση με S2-S1 (S2>S1). Επομένως η κλίση της καμπύλης στη ζώνη του αλοκλινούς είναι: ΔS/ΔΖ = (S2-S1)/(Ζ2-Ζ1) /m
Εικόνα 9. Ζώνη αλοκλινούς. 4. ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ Η πυκνότητα (Density) του ωκεάνιου νερού κυμαίνεται από 1,02 έως 1,07 g/cm3 και εξαρτάται από τις τιμές τριών παραμέτρων: της θερμοκρασίας, της αλατότητας και της πίεσης. Από αυτές τις τρεις παραμέτρους, η θερμοκρασία παίζει τον πιο αποφασιστικό ρόλο για την κατακόρυφη διακύμανση της πυκνότητας. Πολλές φορές το θερμοκλινές ταυτίζεται με το πυκνοκλινές, δηλαδή το υδάτινο στρώμα απότομης μεταβολής της πυκνότητας. Γενικά, η τιμή της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού αυξάνεται όταν αυξάνονται οι τιμές της αλατότητας και της πίεσης (ή του βάθους) και μειώνεται η τιμή της θερμοκρασίας. Συνήθως τα ψυχρότερα, βαθύτερα και αλμυρότερα ωκεάνια νερά είναι και τα πυκνότερα. Όταν είναι γνωστές με ακρίβεια οι τιμές των βασικών φυσικών παραμέτρων της αλατότητας, της θερμοκρασίας και της πίεσης, τότε μπορεί να υπολογισθεί η τιμή της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού. Τα πυκνά στρώματα νερού, λόγω της βαρυτικής δύναμης και των νόμων της πλευστότητας, τείνουν να βυθίζονται. Αντίθετα, προς την επιφάνεια της υδάτινης στήλης ανεβαίνουν τα ελαφρύτερα στρώματα νερού. Η κατακόρυφη αυτή κίνηση δημιουργεί στρωμάτωση της υδάτινης στήλης, με αύξηση της τιμής της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού αυξανόμενου του βάθους της υδάτινης στήλης. Η κάθετη κατανομή της πυκνότητας παρουσιάζει τρία στρώματα: Το ανώτερο, καλά αναμεμειγμένο και σχετικά ομοιόμορφο στρώμα νερού, πάχους 50-200m περίπου, που επηρεάζεται από την αιολική δράση και τα ανεμογενή κύματα. Η θερμοκρασία και η αλατότητα αυτού του στρώματος μεταβάλλονται συχνά εύκολα και γρήγορα λόγω της άμεσης γειτονίας με τον ατμοσφαιρικό αέρα. Έτσι, η εξάτμιση νερού
από την ωκεάνια επιφάνεια μπορεί να προκαλέσει αύξηση της πυκνότητας, ενώ αντίθετα ένα θερμό μέτωπο αέρα μπορεί να προκαλέσει ελάττωση της πυκνότητας του ωκεάνιου νερού. Το αμέσως πιο κάτω στρώμα είναι το πυκνοκλινές και συμπίπτει με την περιοχή του θερμοκλινούς (απότομη μείωση της θερμοκρασίας) και του αλοκλινούς (έντονη διακύμανση της αλατότητας). Είναι δηλαδή το μεταβατικό στρώμα που δρα ως ένα φράγμα ανάμεσα στην επιφανειακή και τη βαθιά ωκεάνια ζώνη, επιτρέποντας περιορισμένη κίνηση του νερού ανάμεσα στην ανώτερη και την κατώτερη ζώνη. Κάτω από το πυκνοκλινές βρίσκονται τα βαθιά, κρύα και πυκνά ωκεάνια νερά, είναι η βαθιά ζώνη. Στις πολικές περιοχές, λόγω του ότι το πυκνοκλινές δεν σχηματίζεται πάντα, τα νερά της βαθιάς αυτής ζώνης εκτίθενται στην ατμόσφαιρα. Εικόνα 10: Κάθετη κατανομή της πυκνότητας ως προς το βάθος. Στα μεγάλα πλάτη, οι διακυμάνσεις της τιμής της πυκνότητας αυξανομένου του βάθους είναι μικρές, όπως αντίστοιχα και εκείνες της θερμοκρασίας. Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη το πυκνοκλινές, όπως και το μόνιμο θερμοκλινές απουσιάζουν. Όσο μειώνεται το γεωγραφικό πλάτος οι διακυμάνσεις αυτές αυξάνονται. Όταν τα επιφανειακά νερά γίνουν πυκνότερα των υποκείμενων σωμάτων νερού, τότε θα σημειωθούν κινήσεις θερμοαλάτινης μεταφοράς. Οι κινήσεις αυτές οδηγούν στη βύθιση των
επιφανειακών νερών μέχρι να φθάσουν στην ισόπυκνη περιοχή που ισοδυναμεί με τη νέα τους πυκνότητα. Τα βαθιά νερά του Παγκόσμιου Ωκεανού χαρακτηρίζονται από σχεδόν σταθερή τιμή πυκνότητας, εκτός από τις θαλάσσιες λεκάνες στις οποίες παρεμποδίζεται η ελεύθερη είσοδος πολικής προέλευσης νερού, όπως συμβαίνει στη λεκάνη της Μεσογείου Θαλάσσης. Θαλάσσια στρώματα διαφορετικής πυκνότητας (λόγω διαφορετικών τιμών στη θερμοκρασία και την αλατότητα στις θαλάσσιες αυτές μάζες) λειτουργούν ως φράγματα στην κάθετη ανάμειξη των θαλάσσιων μαζών. Γειτονικές θαλάσσιες μάζες νερού που χαρακτηρίζονται από διαφορετικές τιμές πυκνότητας προκαλούν θαλάσσια ρεύματα, τα οποία διαδραματίζουν καθοριστικό ρόλο στη σχετική εξάπλωση των διάφορων θαλάσσιων ειδών. Υπολογισμός της κλίσης του πυκνοκλινούς: Σχηματικά η ζώνη του πυκνοκλινούς, θεωρώντας μια τυχαία καμπύλη μεταβολής πυκνότητας με το βάθος δίνεται στην εικόνα 11. Παρατηρούμε ότι η καμπύλη παρουσιάζει πολύ μικρή κλίση σε όλες τις υπόλοιπες περιοχές βάθους στη στήλη πλην της διαγραμμισμένης περιοχής. Η ζώνη αυτή, σύμφωνα και με τον ορισμό που δόθηκε πιο πάνω είναι το πυκνοκλινές της υδάτινης στήλης. Στην περίπτωση αυτή επομένως αναπτύσσεται στη στήλη του νερού πυκνοκλινές που εκτείνεται από το βάθος Ζ1 έως το βάθος Ζ2 (Ζ2>Ζ1) (Εικόνα 11). Η μεταβολή της αλατότητας στη ζώνη του πυκνοκλινούς θα είναι ίση με ρ2-ρ1 (ρ2>ρ1). Επομένως η κλίση της καμπύλης στη ζώνη του αλοκλινούς είναι: Δρ/ΔΖ = (ρ2-ρ1)/(ζ2-ζ1) gr/cm 3 /m Εικόνα 11. Ζώνη αλοκλινούς
4.1. ΚΑΘΟΡΙΣΤΙΚΟΙ ΠΑΡΑΓΟΝΤΕΣ ΤΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ ΚΑΙ ΣΥΝΤΕΛΕΣΤΗΣ ΠΥΚΝΟΤΗΤΑΣ Η θερμοκρασία, η αλατότητα και η πίεση είναι οι καθοριστικοί παράγοντες της πυκνότητας, η οποία μετριέται σε γραμμάρια, ανά κυβικό εκατοστό (gr/cm 3 ). Εφόσον η πυκνότητα του θαλασσινού νερού είναι πάντα μεγαλύτερη από 1,0 γραμμάριο ανά κυβικό εκατοστό (η πυκνότητα του γλυκού νερού), και ποτέ τόσο μεγάλη όσο 1,1 γραμμάριο ανά κυβικό εκατοστό είναι πιο βολικό να χρησιμοποιούμαι τον συντελεστή πυκνότητας, σίγμα-t, ο οποίος συμβολίζεται με το ελληνικό γράμμα σίγμα με δείκτη t, σt. Ο συντελεστής πυκνότητας, ο πιο συχνά χρησιμοποιούμενος, συσχετίζεται με την θερμοκρασία και την αλατότητα και αδιαφορεί για την πίεση και γράφεται ως ακολούθως: σt = (πυκνότητα 1) x 1000 Έτσι, ένα δείγμα θαλασσινού νερού με πυκνότητα 1,02594 θα έχει ένα συντελεστή πυκνότητας σt = 25,94. Να σημειωθεί ότι ο μαθηματικός χειρισμός που σχετίζεται με την μετατροπή της πυκνότητας σε σt απλώς εξαφανίζει το 1 και μετακινεί την υποδιαστολή τρεις θέσεις δεξιά. Πίνακας 2: Ο συντελεστής πυκνότητας, σt αποδίδεται για ποικίλες θερμοκρασίες και αλατότητες Αλατότητα ( ) Θερμοκρασία ( ο C) 30 31 32 33 34 35 36 0 24,10 24,91 25,71 26,52 27,32 28,13 28,93 2 24,00 24,80 25,60 26,39 27,19 27,99 28,79 4 23,84 24,63 25,43 26,22 27,01 27,81 28,60 6 23,63 24,42 25,21 26,00 26,79 27,57 28,36 8 23,38 24,16 24,94 25,73 26,51 27,29 28,08 10 23,08 23,86 24,64 25,41 26,19 26,97 27,75 12 22,74 23,51 24,28 25,06 25,83 26,61 27,38 4.2. ΔΙΑΓΡΑΜΜΑΤΑ ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑΣ ΑΛΑΤΟΤΗΤΑΣ Εάν σχεδιάσουμε τους συντελεστές της πυκνότητας για μία σειρά συνδυασμών θερμοκρασίας και αλατότητας στο διάγραμμα θερμοκρασίας-αλατότητας (T-S), θα δούμε ότι οι καμπύλες ίσης πυκνότητας, ισόπυκνες, είναι καμπύλες γραμμές (Εικόνα 12). Για παράδειγμα, νερό με αλατότητα 32,00 μέρη ανά χίλια ( ) σε θερμοκρασία 10 ο C έχει σt = 24,64. Αυτή η τιμή έχει σχεδιαστεί στο διάγραμμα T-S της εικόνας 12 όπου οι γραμμές των 10 ο C (θερμοκρασία) και των 32 (αλατότητα) τέμνονται. Παρατηρώντας την ισόπυκνη που είναι σχεδιασμένη στο διάγραμμα της εικόνας 12, διαπιστώνουμε ότι, κάθε σημείο αυτής της γραμμής έχει ένα σt = 24,00. Η ισόπυκνη αυτή καμπύλη τέμνει την γραμμή των 12 ο C θερμοκρασίας σε αλατότητα ίση με 31,85 περίπου. Έτσι, το είδος του νερού με θερμοκρασία 12 ο C και αλατότητα 31,85 έχει σt με τιμή 24,00 (πυκνότητα = 1,0240 γραμμάρια ανά κυβικό εκατοστό). Ο πίνακας 2 δίνει τις τιμές του σt για τη διακύμανση των συνθηκών της θερμοκρασίας και της αλατότητας που συχνά εμφανίζονται στον ανοιχτό ωκεανό.
Να σημειωθεί ότι η υψηλότερη πυκνότητα, 1,02893 γραμμάρια ανά κυβικό εκατοστό, επιτυγχάνεται στο νερό με την υψηλότερη αλατότητα, 36, και τη χαμηλότερη θερμοκρασία 0 ο. Εικόνα 12: Διάγραμμα θερμοκρασίας-αλατότητας που παρουσιάζει τις τιμές του σt. Εδώ η καμπύλη είναι σt = 24,0.
ΑΣΚΗΣΗ 1: ΦΥΣΙΚΕΣ ΚΑΙ ΧΗΜΙΚΕΣ ΙΔΙΟΤΗΤΕΣ ΤΩΝ ΥΔΑΤΙΝΩΝ ΟΙΚΟΣΥΣΤΗΜΑΤΩΝ. ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ-ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ-ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ ONOMA:.................................................................... ΑΡ. ΜΗΤΡΩΟΥ:.............................................................. ΗΜΕΡΟΜΗΝΙΑ:.............................................................. Α. ΘΕΡΜΟΚΡΑΣΙΑ 1. (α) Με βάση το παγκόσμιο χάρτη κατανομής των επιφανειακών θερμοκρασιών (Σχήμα 1), δώστε μια σύντομη περιγραφή της κατανομής της θερμοκρασίας, Σχήμα 1. Μέση ετήσια κατανομή της επιφανειακής θερμοκρασίας των ωκεανών (β) Ο χάρτης του σχήματος 2 παρουσιάζει την κατανομή των θερμοκρασιών της επιφανείας στις σπουδαιότερες ωκεάνιες λεκάνες για το μήνα Αύγουστο. Πόσο θα διέφερε η καμπύλη βάθουςθερμοκρασίας των Αρκτικών περιοχών από μία μέσου γεωγραφικού πλάτους ή μία των περιοχών του ισημερινού; Εξηγήστε την απάντησή σας.
Σχήμα 2. Η κατανομή των επιφανειακών θερμοκρασιών του ωκεανού (σε βαθμούς Celsius) για το μήνα Αύγουστο. 2. Δίνονται οι παρακάτω (υποθετικές) καμπύλες μεταβολής της θερμοκρασίας του θαλασσινού νερού με το βάθος (Σχήμα 3). Εντοπίστε τις θερμοκλινικές ζώνες και δώστε προσεγγιστικά το πάχος κάθε ζώνης και το βάθος (εύρος βάθους) στο οποίο παρατηρείται. Επίσης, διακρίνετε τον αριθμό των υδάτινων στρωμάτων (θεωρώντας ότι η πυκνότητα τους καθορίζεται κυρίως από τη θερμοκρασία). Σχήμα 3. Υποθετικές καμπύλες μεταβολής της θερμοκρασίας του θαλασσινού νερού με το βάθος 3. Στο παρακάτω σχήμα (Σχήμα 4) δίνεται η μεταβολή της θερμοκρασίας με το βάθος μιας θαλάσσιας περιοχής μέσου γεωγραφικού πλάτους. Ζητείται: (α) Να αποφανθείτε ποιά εποχή του χρόνου έγινε η μέτρηση αυτή (χειμώνα καλοκαίρι). (β) Να βρεθεί αν υπάρχει ζώνη θερμοκλινούς και να αναγνωριστεί τόσο σε βάθος (Δz) όσο και σε βαθμίδα θερμοκρασίας (ΔΤ) και να υπολογίσετε την κλίση του.
Σχήμα 4. Μεταβολή της θερμοκρασίας με το βάθος μιας θαλάσσιας περιοχής μέσου γεωγραφικού πλάτους. Β. ΑΛΑΤΟΤΗΤΑ 1. Να δοθεί η συγκέντρωση του θαλασσινού νερού με αλατότητα 3,45 επί τοις εκατό στις ακόλουθες μονάδες: (α) (β) (γ) (δ) μέρη ανά χίλια. μέρη ανά εκατομμύριο. γραμμάρια ανά χιλιόγραμμο. χιλιόγραμμα ανά τόνο. 2. Να μελετηθούν οι ισόαλες καμπύλες στο χάρτη του σχήματος 5 και να απαντηθούν οι ακόλουθες ερωτήσεις. (α) Πως μεταβάλλεται η αλατότητα από τον ισημερινό στις πολικές περιοχές στον Ειρηνικό Ωκεανό; Να δοθούν οι ακριβείς τιμές και γενικές ζώνες του γεωγραφικού πλάτους. (β) Ποιος από τους δύο ωκεανούς είναι αλμυρότερος και κατά ποια ποσότητα; Πως θα μπορούσατε να εξηγήσετε αυτή την κατάσταση; (Συμβουλή: Να αναφερθείτε στις κυριότερες ζώνες ανέμου.)
Σχήμα 5. Η κατανομή των επιφανειακών αλατοτήτων του ωκεανού ( ) για το μήνα Αύγουστο 3. Στο διάγραμμα του σχήματος 6 δίνεται η μεταβολή της αλατότητας με το βάθος σε μια παράκτια περιοχή. (α) Να βρεθεί αν υπάρχει ζώνη αλοκλινούς και να αναγνωριστεί τόσο σε βάθος (ΔΖ) όσο και σε βαθμίδα αλατότητας (ΔS). Σχήμα 6. Μεταβολή της αλατότητας με το βάθος
(β) Να υπολογιστεί η κλίση του αλοκλινούς. (γ) Η πτώση της αλατότητας στα επιφανειακά στρώματα σε ποιους λόγους μπορεί να οφείλεται; Τι φανερώνει αυτό για την παράκτια περιοχή; Γ. ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ 1. α) Χρησιμοποιώντας το Τ-S διάγραμμα (θερμοκρασίας-αλατότητας) του ακόλουθου σχήματος να υπολογίσετε την πυκνότητα των θαλάσσιων μαζών (Θ/Μ) του παρακάτω πίνακα.
β) Συνδυάστε τις τιμές πυκνότητας με τα παρακάτω βάθη (50, 250, 500, 1000 και 2000 m) έτσι ώστε η στήλη του νερού να βρίσκεται σε ισορροπία.