4.  ΦΥΣΙΚΟΧΗΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΟΥ ΝΕΡΟΥ

 

        4.1 Φυσικοχημικά χαρακτηριστικά του καθαρού νερού

Το νερό αποτελεί μια μοναδική χημική ένωση στον πλανήτη πού βρίσκεται σε αφθονία και απαντάται στη φύση στις τρεις μορφές της ύλης, δηλαδή σε στερεά, σε υγρή και σε αέρια. Οι ιδιότητες του αυτές, μαζί με την εκπληκτικά μεγάλη διαλυτική του ικανότητα, το κάνουν να είναι το σημαντικότερο υλικό που έχει καθορίσει τις περισσότερες διεργασίες στον στερεό φλοιό της γης, από το κλίμα, τη διάβρωση και τη μεταφορά, ως τη δημιουργία  και τη συντήρηση της ζωής. Οι φυσικοχημικές ιδιότητές του, προσδίδονται από αυτή την ίδια τη χημική του σύνθεση, που είναι δύο άτομα υδρογόνου συνδεδεμένα με γωνία 105^ο (σχήμα 4.1) με ένα άτομο οξυγόνου. Η διάταξη αυτή δημιουργεί μια ασυμμετρία στο μόριο του νερού το οποίο εμφανίζει μια θετική και μια αρνητική πλευρά. Το άτομο του οξυγόνου είναι ελαφρά θετικά φορτισμένο και τα άτομα του υδρογόνου αρνητικά. Η μοριακή πολικότητα κάνει τα μόρια του νερού να συνδέονται μεταξύ τους χαλαρά, με δεσμούς υδρογόνου και να σχηματίζουν αλυσίδες. Αυτή είναι και η αιτία που το νερό έχει ασυνήθεις ιδιότητες σε σχέση με συγγενείς του χημικές ενώσεις. 

Οι δεσμοί υδρογόνου εξαρτώνται από τη θερμική κατάσταση και έτσι σε κάθε θερμοκρασία σχηματίζονται και διαφορετικές διατάξεις των μορίων με τάση να σχηματίζουν εξαγωνικές αλυσίδες (σχήμα 4.2). Τα μόρια του νερού, βρίσκονται κάτω από την επήρεια τόσο της θερμικής συστολής-διαστολής όσο και της τάσης να σχηματίζουν αλυσίδες με δεσμούς υδρογόνου.  Η στατιστική κατανομή των ελεύθερων μορίων και αυτών που βρίσκονται σε εξαγωνικές αλυσίδες, καθορίζει την πυκνότητα του νερού. 

Η εμφάνιση του μέγιστου της πυκνότητας στους 4^ο C, είναι αποτέλεσμα μιας στατιστικής κατανομής αλυσίδων και ελεύθερων μορίων, τέτοια ώστε ανά μονάδα όγκου να περιέχεται ο μέγιστος αριθμός μορίων νερού. Η πλήρης ταξινόμηση σε εξαγωνική διάταξη καταλαμβάνει το μέγιστο όγκο. Η κατάσταση αυτή συμβαίνει όταν το νερό παγώνει. Η μεγάλη αύξηση της θερμοκρασίας όμως, κάνει τη θερμική διαστολή να υπερισχύσει των δεσμών υδρογόνου. Μεγάλα ποσά θερμότητας δεσμεύονται ή αποδεσμεύονται κατά τη σύνδεση και την αποσύνδεση αυτών των αλυσίδων. Έτσι εξηγούνται η μεγάλη λανθάνουσα θερμότητα που απαιτείται για να παγώσει, αλλά και να εξατμιστεί το νερό, καθώς επίσης και η μεγάλη θερμοχωρητικότητα που είναι καθοριστική στον επηρεασμό του κλίματος  παράκτιων περιοχών.

Η μεγάλη θερμοχωρητικότητα, η υψηλή διηλεκτρική σταθερά, η μεγάλη διαλυτική ικανότητα, είναι μερικές από τις εκπληκτικές ιδιότητες του νερού που αναφέρονται στη συνέχεια:

Θερμοχωρητικότητα

Το νερό έχει τη μεγαλύτερη θερμοχωρητικότητα από όλα τα στερεά και τα υγρά με εξαίρεση την υγρή αμμωνία. Αποθηκεύει μεγάλα ποσά θερμότητας που μεταφέρονται με τα θαλάσσια ρεύματα και επηρεάζει το κλίμα των περιοχών. Μετριάζει τις ακραίες θερμικές καταστάσεις στις παράκτιες περιοχές και συμβάλλει στο παγκόσμιο κλίμα δημιουργώντας τάσεις ομοιόμορφης κατανομής της θερμοκρασίας.

Λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης-συμπύκνωσης

Το νερό έχει τη μεγαλύτερη λανθάνουσα θερμότητα εξάτμισης-συμπύκνωσης από όλες τις φυσικές ενώσεις. Είναι η θερμότητα που πρέπει να προστεθεί σε 1g νερού για να μεταβεί από την υγρή στην αέρια φάση. Η θερμική αυτή ποσότητα είναι μεγάλη, γιατί πρέπει να σπάσουν όλοι οι δεσμοί υδρογόνου, πριν το νερό μεταβεί στην αέρια φάση και είναι 540cal/g στους 100 ^ο C. Στην θάλασσα όμως, η εξάτμιση συμβαίνει σε πολύ χαμηλότερη θερμοκρασία (π.χ. 20^ο C). Τότε τα μόρια που εξατμίζονται, αντλούν το ποσό της θερμότητας που χρειάζονται από τα γειτονικά τους μόρια, που είναι ακόμα σε υγρή φάση, προκαλώντας ψύξη. Στις θερμοκρασίες όμως αυτές, απαιτούνται 585cal/g γιατί πρέπει να σπάσουν περισσότεροι δεσμοί υδρογόνου από ότι στους 100^οC.   Με τον τρόπο αυτό η εξάτμιση, από τα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη, αφαιρεί τη θερμότητα που είχε συσσωρευτεί από την έντονη ηλιακή ακτινοβολία. Όταν γίνει συμπύκνωση και υγροποίηση αυτών των υδρατμών, σε μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη, η λανθάνουσα θερμότητα αποδίδεται στο περιβάλλον. Η απότομη απόδοση στο περιβάλλον της θερμότητας, προξενεί αναταραχή στην ατμόσφαιρα, με αποτέλεσμα να δημιουργούνται θύελλες και τυφώνες. Έτσι τεράστια ποσά θερμότητας μεταφέρονται από τον ισημερινό σε μεγαλύτερα γεωγραφικά πλάτη.

Λανθάνουσα θερμότητα πήξης-τήξης

Η λανθάνουσα θερμότητα τήξης, είναι η ποσότητα θερμότητας που πρέπει να προστεθεί στον πάγο, για να σπάσουν όσοι δεσμοί χρειάζεται ώστε αυτός να μεταπέσει στην υγρή φάση. Η ποσότητα αυτή (80cal/g), είναι μικρότερη από την αντίστοιχη της εξάτμισης, γιατί σημαντικός αριθμός δεσμών υδρογόνου διατηρείται στο νερό των χαμηλών θερμοκρασιών. Πρακτική εφαρμογή αποτελούν τα παγόβουνα τα οποία εισέρχονται στην ωκεάνια κυκλοφορία και απορροφούν μεγάλα ποσά θερμότητας από τους ωκεανούς ώσπου να λιώσουν.

Θερμική διαστολή

Το καθαρό νερό, μετά την τήξη του, όταν θερμανθεί αρχικά συστέλλεται (έως τους 4^οC) και μετά διαστέλλεται. Όμως τα διαλυμένα άλατα στη θάλασσα επισκιάζουν αυτό το φαινόμενο, με αποτέλεσμα το πιο ψυχρό νερό να είναι και το πιο πυκνό. Έτσι η θερμική διαστολή του θαλασσινού νερού παρουσιάζει μονότονη αύξηση. Ο πάγος όμως με την τήξη αποβάλλει τα άλατα και έτσι συμπεριφέρεται σαν το καθαρό νερό. Γίνεται πιο ελαφρύς και επιπλέει.

Η θερμική διαστολή επηρεάζει και τη μέση στάθμη της θάλασσας. Έχει υπολογιστεί με το δορυφορικό σύστημα TΟPEX/POSEIDON ότι αύξηση της θαλάσσιας επιφανειακής θερμοκρασίας κατά 0.1^οC σε παγκόσμια κλίμακα, αυξάνει λόγω διαστολής, την παγκόσμια μέση στάθμη κατά 1cm. Στη Μεσόγειο θάλασσα το ετήσιο εύρος της μεταβολής της στάθμης, λόγω συστολής-διαστολής μεταξύ χειμώνα και θέρους, εκτιμάται ότι φτάνει τα 10 περίπου cm.

 Επιφανειακή τάση

Το νερό έχει τη μεγαλύτερη επιφανειακή τάση από όλα τα υγρά.  Έχει σημασία στο σχηματισμό σταγόνων, στη δημιουργία των κυμάτων αλλά  έχει επίσης και μεγάλη βιολογική σημασία γιατί ελέγχει τη φυσιολογία του κυττάρου.

Διαλυτική ικανότητα

Το νερό διαλύει τις περισσότερες ενώσεις και σε μεγαλύτερη ποσότητα από οποιοδήποτε άλλο υγρό. Αυτό γίνεται δυνατό λόγω της μοριακής πολικότητάς του με τη δημιουργία ιοντικών δεσμών. Οι ουσίες που διαλύονται, διασπώνται σε θετικά φορτισμένα ανιόντα και αρνητικά φορτισμένα κατιόντα. Τότε τα μεν ανιόντα περιβάλλονται με μόρια νερού τα οποία έχουν προσκολληθεί με τα άτομα του οξυγόνου (αρνητικά φορτισμένου), τα δε κατιόντα περιβάλλονται επίσης με μόρια νερού τα οποία έχουν προσκολληθεί με τα άτομα του υδρογόνου (θετικά φορτισμένα). Είναι προφανής η σημασία της μεγάλης διαλυτικής ικανότητας του νερού τόσο στον ανόργανο όσο και στον οργανικό κόσμο.

Διηλεκτρική σταθερά

Η διηλεκτρική σταθερά του νερού είναι η υψηλότερη όλων σχεδόν των υγρών και έχει μεγάλη σημασία για τη συμπεριφορά των ανόργανων διαλυμένων ενώσεων λόγω της υψηλής διάστασης που προκύπτει.

 Ιξώδες

Το νερό έχει μικρότερο ιξώδες από τα περισσότερα υγρά, αυτό διευκολύνει τόσο τη ροή του επάνω και μέσα στη χέρσο, όσο και στη μετακίνηση θαλασσίων μαζών στον ωκεανό για την εξισορρόπηση διαφορών πίεσης, δημιουργώντας έτσι τα θαλάσσια ρεύματα.

 

       4.2 Χημική σύσταση του θαλασσινού νερού

Το νερό των ωκεανών είναι ένα πολύπλοκο διάλυμα που περιέχει, έστω και σε ίχνη, όλα τα στοιχεία που συναντώνται στη γη. Παρόλα αυτά μόνο έξι στοιχεία συνιστούν το 99% όλων των διαλυμένων ουσιών. Τα στοιχεία αυτά είναι το χλώριο, το νάτριο, το θείο (στην μορφή SO₄), το μαγνήσιο, το ασβέστιο και το κάλιο. Τα στοιχεία αυτά μαζί με τα υπόλοιπα που βρίσκονται σε μικρότερες αναλογίες αναφέρονται στον Πίνακα 4.2.1.

 

Πίνακας 4.2.1

		Συγκέντρωση g/Kg	%  κατά βάρος
Xλώριο	Cl-	18.980	55.04
Νάτριο	Na+	10.556	30.61
Θειούχα	SO2-	2.649	7.68
Μαγνήσιο	Mg++	1.272	3.69
Ασβέστιο	Ca++	0.400	1.16
Κάλιο	K+	0.380	1.10
Δισανδρακικά	CO32-	0.140	0.41
Βρωμίδια	Br-	0.065	0.19
Βορικό οξύ	H3BO3	0.026	0.07
Στρόντιο	Sr++	0.013	0.04
Φθόριο	F-	0.001	0.00
ΣΥΝΟΛΟ		34.482	99.9

 

Από την πρώτη συστηματική ανάλυση δειγμάτων νερού από διάφορες περιοχές της γης, με το πρώτο συστηματικό ωκεανογραφικό ταξίδι του πλοίου Challenger (1872-1876) έγινε φανερό ότι υπήρχε εκπληκτική ομοιομορφία στη σύσταση του θαλασσινού νερού. Έτσι ο William Dittmar, αναλύοντας τα δείγματα αυτά, διετύπωσε τον κανόνα των σταθερών αναλογιών, ο οποίος δεν άλλαξε μέχρι σήμερα. Με βάση αυτόν τον κανόνα τα κύρια στοιχεία που είναι διαλυμένα στο νερό βρίσκονται σε σταθερή αναλογία μεταξύ τους ανεξάρτητα από τη συνολική ποσότητα στην οποία περιέχονται στη θάλασσα. Δηλαδή  μπορεί η συνολική ποσότητα των διαλυμένων ουσιών να μεταβάλλεται από τόπο σε τόπο και από εποχή σε εποχή, η σχέση όμως των ουσιών μεταξύ τους παραμένει εκπληκτικά σταθερή. Οι μόνες μεταβολές που παρατηρούνται, είναι στην επιφάνεια κλειστών κόλπων με σημαντική επίδραση από εκβολές ποταμών και στο βάθος περιορισμένων λεκανών με σημαντική υποθαλάσσια ηφαιστειακή ή υδροθερμική δραστηριότητα, όπως η Ερυθρά Θάλασσα. Η παγκόσμια ωκεάνια κυκλοφορία, είναι τόσο σημαντική ώστε υπάρχει ανάμιξη μεταξύ όλων των ωκεανών της γης. Η ταχύτητά ανάμιξης υπερβαίνει κατά πολύ την ταχύτητα με την οποία τα κυριότερα στοιχεία προσθέτονται ή απομακρύνονται από τους ωκεανούς. Οι σύγχρονες μέθοδοι εκτιμούν τον μέσο χρόνο ωκεάνιας ανάμιξης σε 1000 έτη. 

 

        4.3 Προέλευση της αλατότητας

  Τα ιόντα στο νερό της θάλασσας προσθέτονται συνέχεια από δύο βασικές πηγές: τους ποταμούς που περιέχουν τα διαλυμένα προϊόντα της χημικής αποσάθρωσης των πετρωμάτων και την ηφαιστειακή δραστηριότητα (επιφανειακή & υποθαλάσσια).

Το νερό των ποταμών δεν περιέχει την ίδια αναλογία στοιχείων με τη θάλασσα. Έχει πολύ μεγαλύτερη ποσότητα ανθρακικών, ασβεστιτικών, πυριτικών και θειικών ιόντων, αλλά η συνολική ποσότητά τους είναι κατά πολύ μικρότερη του θαλασσινού νερού.

Η ηφαιστειακή δραστηριότητα είναι υπεύθυνη σε σημαντικότερο ίσως βαθμό για τον εμπλουτισμό των ωκεανών με στοιχεία. Είναι γνωστός ο σχηματισμός υδροχλωρίου ή θειικού οξέως μέσα σε λίμνες που σχηματίζονται σε ηφαιστειακούς κρατήρες, καθώς και η έκκληση κατά τις εκρήξεις, τεράστιων ποσοτήτων χλωρίου και θειικών.

Δεν είναι όμως μόνο τα χερσαία ηφαίστεια. Η ηφαιστειακή δράση στις μεσο-ωκεάνιες ράχεις, οι οποίες διασχίζουν από άκρο σε άκρο τη γη, είναι ιδιαίτερα έντονη. Σχετικά πρόσφατα, το 1977, έγινε πρώτη ανακάλυψη υδροθερμικών πόρων επάνω στις μέσο -ωκεάνιες ράχεις. Το 1996-98 έγιναν γνωστά τα πρώτα αποτελέσματα συστηματικής υποθαλάσσιας έρευνας (η οποία συνεχίζεται), με βάση τα οποία ολόκληρη η ποσότητα του νερού που υπάρχει στους ωκεανούς της γης, ανακυκλώνεται μέσα από το σύστημα των υδροθερμικών πόρων κάθε 3 εκατομμύρια χρόνια. Στις ζώνες αυτές, το νερό μέσα από σύστημα διαρρήξεων εισέρχεται μέσα στο φλοιό, θερμαίνεται, αποθέτει τα θειικά και το μαγνήσιο, εμπλουτίζεται με σίδηρο, μαγγάνιο, ασβέστιο, χλώριο, κάλιο, πυριτικά, χαλκό, ψευδάργυρο μόλυβδο, υδρόθειο κ.α. και εξέρχεται, σαν υπέρθερμο νερό 350^ο C. Το υπέρθερμο νερό εξέρχεται από τους πόρους διεκφυγής γνωστούς σαν καμινάδες (chimneys), υπό την μορφή μαύρου ’καπνού’ (black smoker). Γρήγορα γίνεται ψύξη και καθίζηση των περισσότερων μεταλλικών στοιχείων στο γύρω περιβάλλον του πόρου, αλλά τα πλέον ευδιάλυτα παραμένουν, συμβάλλοντας έτσι σημαντικά στον εμπλουτισμό του ωκεάνιου νερού κυρίως με ασβέστιο και κάλιο.

Τα άλατα στη διάρκεια του γεωλογικού χρόνου δεν παραμένουν στο νερό των ωκεανών για πάντα, αλλά απομακρύνονται με διάφορες διεργασίες:

Η θραύση των κυμάτων στη θάλασσα δημιουργεί ψεκασμό της ατμόσφαιρας με μικροσκοπικά σωματίδια αλάτων τα οποία μπαίνουν στην ατμοσφαιρική κυκλοφορία.

Στις μεσο-ωκεάνιες ράχεις η διήθηση του νερού μέσα από το υδροθερμικό σύστημα, συγκρατεί το μαγνήσιο και τα θειικά, τα οποία σχηματίζουν εκεί ορυκτά και μεταλλεύματα.

Το ασβέστιο, το πυρίτιο, τα θειικά και το μαγνήσιο, αποτίθενται στα ιζήματα του πυθμένα με τη βοήθεια βιολογικής δραστηριότητας,  σαν κελύφη, σαν  νεκροί μικροσκοπικοί οργανισμοί και σαν περιττώματα ζωικών οργανισμών (συμπεριλαμβανομένων και του ζωοπλαγκτού).

Ο πιο αποτελεσματικός όμως τρόπος απομάκρυνσης, ουσιαστικά όλων των διαλυμένων στο νερό ιόντων, γίνεται με την προσρόφησή τους στην επιφάνεια των βυθιζόμενων  αργιλικών κόκκων ή άλλων βιολογικών σωματιδίων.

       4.4 Σύντομη αναφορά στο βιογεωχημικό κύκλο

Ο βιογεωχημικός κύκλος μπορεί να περιγραφεί σύντομα, αν ακολουθηθεί η πορεία ενός ιόντος καθώς εγκαταλείπει τον ωκεανό και επιστρέφει σ’ αυτόν με διάφορους τρόπους (Σχήμα 4.3).

Ένα ιόν μπορεί ν’ απομακρυνθεί από τον ωκεανό, με ψεκασμό του στην ατμόσφαιρα. Τότε μεταφέρεται με τις αέριες μάζες πάνω από τη χέρσο και τελικά πέφτει σαν κατακρήμνισμα. Εκεί αντιδρά με τα πετρώματα και τον βιολογικό κύκλο, αλλά βαθμιαία, η χημική αποσάθρωση και η διάβρωση θα συμβάλλουν ώστε τελικά με τα ποτάμια να ξαναεπιστρέψει  στον ωκεανό.

Τεράστιες ποσότητες υλικών καθιζάνουν συνεχώς στην επιφάνεια των ωκεανών όπου η βιολογικές διεργασίες διαδραματίζουν πρωτεύοντα ρόλο. Πυρίτιο, ασβέστιο, άνθρακας απομακρύνονται συνεχώς από το νερό των ωκεανών μέσω της καθίζησης στον πυθμένα σκελετικών στοιχείων των οργανισμών σχηματίζοντας τα ιζήματα. Μέσα στα ιζήματα μπορούν επίσης να  εγκλωβισθούν και ιόντα άλλων στοιχείων. Τότε με τη μετακίνηση του ωκεάνιου πυθμένα, κάποια στιγμή, θα βρεθούν κάτω από μια ήπειρο, μέσα στο μανδύα. Τα ιζήματα του πυθμένα είναι τα πρώτα που λιώνουν από τη βυθιζόμενη ωκεάνια πλάκα και θα επανέλθουν στην επιφάνεια λόγω του μικρού τους ειδικού βάρους σε σχέση με το υλικό του της ασθενόσφαιρας.

Έτσι κάποια στιγμή μπορεί να εξέλθουν στον ηπειρωτικό φλοιό σαν υλικό σαν προϊόντα ηφαιστειακής έκρηξης. Μπορεί επίσης να ενσωματωθούν απευθείας στα περιθώρια του ηπειρωτικού φλοιού και με ορογενετικές διεργασίες να εξέλθουν πτυχωμένα από τη θάλασσα. Και στις δύο περιπτώσεις, η διάβρωση και η αποσάθρωση της χέρσου με το επιφανειακό νερό, θα επαναφέρουν τα στοιχεία ξανά στον ωκεανό.

       4.5 Χρόνος παραμονής

Ο χρόνος παραμονής είναι το μέσο χρονικό διάστημα που ένα στοιχείο παραμένει μέσα στις ωκεάνιες λεκάνες. Υπολογίζεται ως εξής:

 

 

Οι ωκεανογράφοι θεωρούν τους ωκεανούς καλά αναμεμιγμένους και σε κατάσταση ισορροπίας (steady state), δηλαδή όση ποσότητα ενός στοιχείου προστίθεται, η ίδια ποσότητα απομακρύνεται. Για το λόγο αυτό, στον παρονομαστή της παραπάνω εξίσωσης μπορεί να χρησιμοποιηθεί ο ρυθμός απομάκρυνσης ή ο ρυθμός συσσώρευσης.

Ο χρόνος παραμονής ενός στοιχείου στους ωκεανούς, είναι συνάρτηση του κατά πόσο το στοιχείο αυτό είναι ενεργό στο θαλάσσιο περιβάλλον, δηλαδή σε πιο βαθμό οι βιογεωχημικές διεργασίες αξιοποιούν το συγκεκριμένο στοιχείο.

Τα πιο ενεργά στοιχεία έχουν μικρότερο χρόνο παραμονής. Για παράδειγμα, το αργίλιο και ο σίδηρος έχουν χρόνους παραμονής της τάξεως των 100 ετών, ενώ τα λιγότερο ενεργά όπως το νάτριο και το χλώριο, έχουν χρόνο παραμονής της τάξεως των  εκατοντάδων εκατομμυρίων ετών. Το ασβέστιο βρίσκεται ενδιάμεσα με χρόνο παραμονής γύρω στο ένα εκατομμύριο έτη.

Στην αιτία αυτή οφείλεται και η μεγάλη διαφορά στο συσχετισμό των ιόντων ασβεστίου και Νατρίου μεταξύ θαλασσινού και γλυκού νερού. Οι μεγάλες ποσότητες ασβεστίου που προσφέρονται από τα ποτάμια στους ωκεανούς, συμμετέχουν στη βιολογική παραγωγή και τελικά καταπίπτουν σαν βιογενές ίζημα. Αντίθετα, το Νάτριο συμμετέχει ελάχιστα στο βιολογικό κύκλο, με αποτέλεσμα την πολύ αργή απομάκρυνσή του από τους ωκεανούς. Έτσι, παρά την συγκριτικά μικρότερη περιεκτικότητα νατρίου στο νερό των ποταμών, η συγκέντρωσή του στη θάλασσα είναι κατά πολύ αυξημένη. 

Ακόμα και το ίδιο το νερό έχει χρόνο παραμονής. Το νερό της επιφάνειας των ωκεανών εξατμίζεται κάθε χρόνο και επιστρέφει είτε απ’ευθείας σαν κατακρημνίσματα είτε σαν επιφανειακή και υπόγεια απορροή από τις ηπείρους. Αποτελεί τμήμα του γνωστού υδρολογικού κύκλου (Σχήμα 4.4).

Οι ωκεανοί έχουν ένα μέσο βάθος 3800m περίπου και επιφάνεια 362x10⁶ Km² επομένως ο όγκος τους είναι 1.38x10⁹ Km³. Από το σχήμα 4.4 βλέπουμε ότι η εξάτμιση εκτιμάται σε 425x10³ Km³/y. Συνεπώς, ο μέσος χρόνος παραμονής του νερού στους ωκεανούς είναι περίπου 3600 χρόνια (1.38x10⁹/425x10³). Οι τιμές του χρόνου παραμονής, όταν εφαρμόζονται σε παγκόσμια κλίμακα, αποτελούν μόνο ένα ενδεικτικό στοιχείο, γιατί η κάθε επιμέρους ωκεάνια λεκάνη, αλλά και το κάθε τμήμα της λεκάνης έχουν τους δικούς τους χρόνους παραμονής που μπορεί να διαφέρουν κατά πολύ από το μέσο όρο.

 

         4.6 Θερμοκρασία και Αλατότητα του Θαλασσινού Νερού

Η ηλιακή ακτινοβολία, η εξάτμιση και η βροχή, επιδρούν στην κατανομή της θερμοκρασίας και της αλατότητας στην επιφάνεια των ωκεανών. Μεταβολές στη θερμοκρασία και την αλατότητα, οδηγούν σε μεταβολές στην πυκνότητα του νερού στην επιφάνεια. Με τη σειρά τους, αυτές οδηγούν σε κατακόρυφη μετακίνηση του νερού και επίδραση στη βαθιά ωκεάνια κυκλοφορία. Τα επιφανειακά νερά μετά τη βύθισή τους στα βαθύτερα στρώματα των ωκεανών, κρατούν χαρακτηριστικές σχέσεις μεταξύ θερμοκρασίας και αλατότητας. Οι σχέσεις αυτές βοηθούν τους ωκεανογράφους να προσδιορίσουν τη γεωγραφική προέλευση αυτών των νερών. Επιπλέον, οριζόντιες μεταβολές στην πυκνότητα, οδηγούν σε διαφορά πίεσης μεταξύ περιοχών, η οποία είναι η κινητήρια δύναμη των θαλασσίων ρευμάτων. Έτσι, η γνώση της κατανομής της θερμοκρασίας, της αλατότητας και της πυκνότητας των νερών των ωκεανών, είναι σημαντική για την κατανόηση της δυναμικής τους.

 

       4.6.1 Υπολογισμός της αλατότητας

Όταν το κύριο ενδιαφέρον μας δεν είναι η χημεία των νερών αλλά η δυναμική του ωκεανού και χρησιμοποιούμε την αλατότητα σαν ‘εργαλείο’ για τον υπολογισμό της πυκνότητας, τότε πρέπει να είμαστε ιδιαίτερα προσεκτικοί στον ορισμό και κατ’ επέκταση στη μεθοδολογία μέτρησής της. Η αρχή του γενικού ορισμού της αλατότητας είναι πολύ απλή: είναι το σύνολο των διαλυμένων υλικών σε γραμμάρια σε ένα κιλό θαλασσινού νερού. Είναι όμως δυνατόν να μετρήσουμε την αλατότητα με εξάτμιση; Η απάντηση είναι όχι, γιατί στα τελευταία στάδια της εξάτμισης, σχηματίζονται πτητικές ενώσεις και χάνουμε μία πολύ μικρή ποσότητα υλικού.

Το 1909 το Διεθνές Συμβούλιο για την Εξερεύνηση της Θάλασσας (International Council for the Exploration of the Sea) καθιέρωσε τον πλήρη ορισμό της αλατότητας ως εξής:

 

«Αλατότητα είναι το συνολικό ποσό σε γραμμάρια των διαλυμένων στερεών ουσιών που περιέχονται σε 1 Kg θαλασσινού νερού, όταν όλα τα ανθρακικά έχουν μετατραπεί σε οξείδια, το βρώμιο και το ιώδιο έχουν αντικατασταθεί από χλώριο και όλα τα οργανικά έχουν οξειδωθεί τελείως».

 

H εφαρμογή του παραπάνω ορισμού για μετρήσεις ακρίβειας είναι δύσκολο να γίνει στην πράξη. Τα κυριότερα όμως στοιχεία στο νερό των ωκεανών, είναι σε σταθερές αναλογίες μεταξύ τους. Έτσι, μετρώντας μόνο ένα ιόν, το ιόν του χλωρίου, είναι δυνατόν να υπολογιστεί η αλατότητα σε σχέση με τη χλωρίτητα, σύμφωνα με τη σχέση:

 

                                Αλατότητα (^ο/_οο)= 1.80655 x χλωρίτητα (^ο/_οο)

 

Για χρόνια εφαρμοζόταν ο υπολογισμός της αλατότητας μετρώντας τη χλωρίτητα με χημική μέθοδο. Η μέθοδος αυτή, γνωστή σαν ογκομετρική τιτλοδότηση του Knudsen, βασίζεται στην κατακρήμνιση του χλωρίου που υπάρχει στο θαλασσινό νερό με διάλυμα νιτρικού αργύρου. Η ακρίβεια της μεθόδου φτάνει το 0.02^ο/_οο.

Οι απαιτήσεις όμως για ακρίβεια μεγάλωναν. Παρατηρήθηκε λοιπόν από τον Cox (Cox et al, 1967) ότι η σχέση μεταξύ αλατότητας και αγωγιμότητας είναι πλησιέστερα από ότι η σχέση μεταξύ αλατότητας και χλωρίτητας. Επιπλέον στην πράξη είναι πιο δύσκολο να γίνονται ακριβείς μετρήσεις χλωρίτητας από ότι να μετράται η αγωγιμότητα. Έτσι μετά το 1978, η αρμόδια επιτροπή του Ο.Η.Ε. για την ωκεανογραφία, καθιέρωσε διεθνώς,ο υπολογισμός της αλατότητας να γίνεται μέσω της μέτρησης της αγωγιμότητας. Ο υπολογισμός με τη μέθοδο αυτή ονομάζεται πρακτική αλατότητα. Για τον υπολογισμό της, χρησιμοποιείται το παρακάτω πολυώνυμο το οποίο στατιστικά δίνει την καλύτερη συσχέτιση μεταξύ αλατότητας και αγωγιμότητας:

S_psu = a₀ + a₁K₁₅^1/2 + a₂K₁₅ + a₃K₁₅^3/2 + a₄K₁₅² + a₅K₁₅^5/2

όπου:        K₁₅ = C(S,15,0) / C(KCl,15,0) και:

a₀=-0.008        a₁=-0.1692     a₂=25.3851

a₃=14.0941    a₄=-7.0261     a₅=14.0941

 

Το C(S, 15, 0) είναι η αγωγιμότητα δείγματος θαλασσινού νερού στους  15°C και σε συνθήκες ατμοσφαιρικής πίεσης (το δείγμα στην επιφάνεια), και το C(KCl, 15, 0) είναι η αγωγιμότητα πρότυπου διαλύματος KCl στους 15°C το οποίο βρίσκεται επίσης κάτω από ατμοσφαιρική πίεση. Το πρότυπο διάλυμα KCl περιέχει μάζα 32.4356 g KCl σε διάλυμα μάζας 1 Kg.

Έτσι η πρακτική αλατότητα S, ορίζεται ως συνάρτηση του λόγου K₁₅ της ηλεκτρικής αγωγιμότητας δείγματος θαλασσινού νερού θερμοκρασίας 15^ο C και πίεσης 1 ατμόσφαιρας προς την αγωγιμότητα πρότυπου διαλύματος χλωριούχου καλίου (KCl) συγκέντρωσης 32.4356x10^-3 στην ίδια θερμοκρασία και πίεση.

Ο λόγος K₁₅ είναι εξ ορισμού ίσος με τη μονάδα, όταν η πρακτική αλατότητα S είναι ακριβώς 35.000psu, η  οποία είναι περίπου ίση με τη μέση αλατότητα των ωκεανών (34.73psu ή ^ο/_οο). Η μέθοδος αυτή για συντομία συνήθως αναφέρεται σαν PSS78 (Practical Salinity Scale of 1978) και δίπλα στις τιμές χρησιμοποιείται ο συμβολισμός psu (practical salinity units) αντί για ^ο/_οο.

Για να γίνει κατανοητή η ανάγκη για αυξημένη ακρίβεια στις μετρήσεις, πρέπει να αναφέρουμε το γεγονός ότι η μεγαλύτερη ποσότητα του υποεπιφανειακού νερού στους ωκεανούς έχει αλατότητα που μεταβάλλεται λιγότερο από 0.01 ^ο/_οο.  Αυτό στην πράξη σημαίνει ότι, όλη η μεταβολή που προσπαθούμε να καταγράψουμε, είναι 10 μέρη στο εκατομμύριο. Έτσι χρειαζόμαστε μεθόδους προσδιορισμού με ακρίβεια σχεδόν ένα μέρος στο εκατομμύριο, δηλαδή 0.001^ο/_οο. Αντίθετα, η μεταβολή της θερμοκρασίας στους ωκεανούς είναι πολύ μεγαλύτερη, περίπου 1^ο C,  έτσι είναι σχετικά πιο εύκολο να μετρηθεί.

Σήμερα σχεδόν κατ’ αποκλειστικότητα, χρησιμοποιούνται ηλεκτρονικά συστήματα με ενσωματωμένους υπολογιστές,  που μετρούν την αγωγιμότητα και καθορίζουν την αλατότητα κάνοντας τις απαραίτητες διορθώσεις για θερμοκρασία και πίεση. Δηλαδή έχουν ενσωματωμένα αισθητήρια αγωγιμότητας, θερμοκρασίας και πίεσης και ονομάζονται CTDs (Conductivity, Temperature, Depth). Οι τρεις αυτοί παράμετροι, όπως θα δούμε παρακάτω, καθορίζουν την πυκνότητα του θαλασσινού νερού.

 

       4.6.2. Γεωγραφική κατανομή της θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας

Η κατανομή της θερμοκρασίας και της αλατότητας στην επιφάνεια της θάλασσας τείνει να αναπτύσσεται κατά ζώνες σύμφωνα με το γεωγραφικό πλάτος και την εποχή. Τα σχήματα 4.5. Α&Β δείχνουν την παγκόσμια κατανομή της θερμοκρασίας τον Ιούλιο του 1997 και τον Δεκέμβριο του 1998. Τα θερμότερα νερά βρίσκονται στους τροπικούς, με κύρια συγκέντρωση στη δυτική πλευρά των ωκεανών. Τα ψυχρότερα νερά συγκεντρώνονται στις ανατολικές παρυφές των λεκανών, 40^ο βόρεια και νότια του ισημερινού. Βορειότερα από τις 40^ο, η ανατολική πλευρά των λεκανών τείνει να γίνει θερμότερη από την δυτική.

Το ετήσιο εύρος των επιφανειακών θερμοκρασιών γίνεται μέγιστο στα ενδιάμεσα γεωγραφικά πλάτη και στις κλειστές θάλασσες, ενώ στους τροπικούς το θερμομετρικό εύρος δεν ξεπερνά τους 2^ο C. Το ετήσιο θερμομετρικό εύρος είναι μεγάλο (>5^ο C) σε περιοχές ισχυρών θαλασσίων ρευμάτων και σε περιοχές όπου συμβαίνει άντληση νερών, (upwelling) (βλέπε κεφ. ρευμάτων), γιατί  έχουν μεγάλες εποχιακές μεταβολές (Σχήμα 4.6.).

 

Οι ανωμαλίες της επιφανειακής θερμοκρασίας, σαν απόκλιση από το μέσο όρο πολλών ετών, είναι συνήθως πολύ μικρές. Είναι μικρότερες από 1.5°C, εκτός από το ισημερινό τμήμα του Ειρηνικού, όπου οι αποκλίσεις μπορεί να φτάσουν τους 3°C. Στο σχήμα 4.7 φαίνονται οι θερμοκρασιακές αποκλίσεις από το μέσο όρο τον Οκτώβριο του 1997. Καταγραφή των ανωμαλιών, αποκαλύπτει εξαιρετικά θερμικά γεγονότα, όπως για παράδειγμα, το ξεκίνημα του φαινόμενου El Nino, το οποίο για τους επόμενους μήνες βρισκόταν σε εξέλιξη στην περιοχή του κεντρικού και ΝΑ Ειρηνικού.

       4.6.3. Κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας

Η θερμική ενέργεια της ηλιακής ακτινοβολίας διεισδύει στο νερό και θερμαίνει τα επιφανειακά στρώματα. Ο κυματισμός και όλες οι επιφανειακές αναταράξεις βοηθούν ώστε η θερμική ενέργεια να μεταδοθεί βαθύτερα, αναμιγνύοντας το επιφανειακό στρώμα του νερού σε ένα βάθος 50 ως 200m. Οι μεταβολές στην επιφάνεια διαδίδονται βαθύτερα, χωρίς να μπορεί να γίνει πλήρης ανάμιξη του νερού, αλλά δεν μπορούν να ξεπεράσουν το βάθος των 1000 περίπου μέτρων. Κάτω από το βάθος αυτό, βρίσκεται το βαθύ νερό των ωκεανών με χαμηλές θερμοκρασίες και εξαιρετικά μικρό εύρος μεταβολής (-1 ως +5^ο C σε ολόκληρο τον παγκόσμιο ωκεανό). Έτσι διακρίνουμε τρία στρώματα στην κατανομή της θερμοκρασίας ανάλογα με το βάθος:

Ένα επιφανειακό καλά αναμεμιγμένο στρώμα, θερμότερο από όλη τη στήλη του νερού.

Ακολουθεί ένα στρώμα έντονης πτώσης της θερμοκρασίας με το βάθος, το οποίο ονομάζεται θερμοκλινές. Στους ωκεανούς αποτελεί μόνιμο χαρακτηριστικό με πολύ μικρή εποχιακή μεταβολή και ονομάζεται μόνιμο θερμοκλινές. Σε κλειστές ή αβαθείς θάλασσες  όμως το θερμοκλινές έχει εποχιακό χαρακτήρα.

Τέλος βρίσκεται το βαθύ ψυχρό στρώμα, στο οποίο συμβαίνει μεν ελάττωση της θερμοκρασίας με το βάθος, αλλά με πολύ μικρό ρυθμό.

Σε γενικές γραμμές, εκτός ελάχιστων εξαιρέσεων, η κατανομή της θερμοκρασίας με το βάθος ακολουθεί την παραπάνω περιγραφή. Το πάχος όμως και το θερμοκρασιακό εύρος των τριών στρωμάτων ποικίλουν ανάλογα με το γεωγραφικό πλάτος της ωκεάνιας περιοχής. Στα χαμηλά γεωγραφικά πλάτη, το θερμοκλινές έχει πολύ έντονο χαρακτήρα και πολύ μικρή εποχιακή διακύμανση, ακόμα και στα επιφανειακά νερά (Σχήμα 4.8.α). Στα ενδιάμεσα γεωγραφικά πλάτη και καθώς προχωρούμε προς τους πόλους, το θερμοκλινές αρχίζει να έχει μικρότερο εύρος, αποκτά έντονες εποχιακές μεταβολές και παρουσιάζει ασαφή όρια (Σχήμα 4.8.β). Στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, κοντά στους πάγους, το θερμοκλινές απουσιάζει τελείως και η κατανομή της θερμοκρασίας εμφανίζει περίεργη ιδιορρυθμία (Σχήμα 4.8.γ). Σε ένα βάθος 50-100m βρίσκεται ένα ψυχρό στρώμα νερού, ψυχρότερο από τα βαθύτερα στρώματα, το οποίο οφείλει την ύπαρξή του στην τήξη των πάγων αλλά και σε πολύ ψυχρά ατμοσφαιρικά κατακρημνίσματα (βροχή, χιόνι). Το ψυχρό αυτό υποεπιφανειακό στρώμα εξασφαλίζει την πλευστότητά του εξαιτίας της χαμηλής του αλατότητας.

Η κατανομή της θερμοκρασίας στις Ελληνικές θάλασσες και γενικότερα στη Μεσόγειο, παρουσιάζει σημαντικές ιδιαιτερότητες σε σχέση με τους ωκεανούς. Η Μεσόγειος είναι μια θερμή θάλασσα, όχι μόνο στην επιφάνεια αλλά και στο βάθος. Στους ωκεανούς, ακόμα στην τροπική ζώνη, σε βάθος 1000 - 1500m, η θερμοκρασία είναι  της τάξης των 5^ο- 8^ο C. Αντίθετα, στη Μεσόγειο και στο Αιγαίο στα αντίστοιχα βάθη, η θερμοκρασία είναι της τάξης των 12^ο -13^ο C. 

Στο Αιγαίο, τους θερινούς μήνες, αναπτύσσεται έντονο θερμοκλινές, με τα επιφανειακά νερά σε υψηλές θερμοκρασίες 23-28^ο C. Η ψύξη των νερών όμως το Χειμώνα, εξαφανίζει το θερμοκλινές και δημιουργεί ένα ισοθερμοκρασιακό στρώμα νερού σε όλη σχεδόν τη στήλη του νερού. (Σχήμα  4.9).  Στο σχήμα 4.10, φαίνεται η εποχιακή κατανομή της θερμοκρασίας στο Αιγαίο σε διάφορα βάθη, ως το βάθος των 250m, κάτω από το οποίο οι εποχιακές μεταβολές εξομαλύνονται. Στο ίδιο σχήμα φαίνεται και η  χρονική υστέρηση της διάδοσης της θερμοκρασίας στο βάθος. Έτσι στην επιφάνεια, το μέγιστο της θερμοκρασίας είναι στο πρώτο δεκαπενθήμερο του Αυγούστου, στα 30m βάθος το μέγιστο της θερμοκρασίας εμφανίζεται το Σεπτέμβριο, ενώ στα 100m βάθος μεγαλύτερη θερμοκρασία παρουσιάζεται τον Οκτώβριο με Νοέμβριο.

 

 

       4.6.4. Επίδραση της πίεσης στη θερμοκρασία «in situ» και «ανηγμένη» ή «δυνητική»  θερμοκρασία

Το νερό, παρά του ότι σε μικρές πιέσεις συμπεριφέρεται σαν ασυμπίεστο υγρό, κάτω από μεγάλες πιέσεις παρουσιάζει κάποια μικρή συμπιεστότητα. Η συμπιεστότητα του νερού η οποία επικρατεί στα μεγάλα ωκεάνια βάθη, προξενεί φαινόμενα ανάλογα των αερίων όταν αυτά συμπιεστούν ή εκτονωθούν. Όπως π.χ. η απότομη εκτόνωση υγραερίου προκαλεί ψύξη στο στόμιο της φιάλης, έτσι και ένα δείγμα νερού, αν ανέβει αδιαβατικά στην επιφάνεια από μεγάλο βάθος, θα χαμηλώσει την θερμοκρασία του λόγω ελάττωσης της πίεσης. Το αντίθετο συμβαίνει με τη συμπίεση. Αν ένας όγκος νερού βυθιστεί σε μεγάλα βάθη, η αύξηση της πίεσης προξενεί θέρμανση του νερού.

Η θερμοκρασία που μετράται με ένα θερμόμετρο στο βάθος της θάλασσας, είναι η «in situ» θερμοκρασία και συμβολίζεται με το Τ. Η θερμοκρασία του νερού, όταν  εξαλειφθεί το αποτέλεσμα της πίεσης, είναι η «ανηγμένη» ή «δυνητική» θερμοκρασία (potential temperature) και συμβολίζεται με το ελληνικό γράμμα  J.

Αν για παράδειγμα πάρουμε ένα δείγμα σε βάθος 4000m  όπου το νερό έχει «in situ» θερμοκρασία 5.0^ο C και το ανεβάσουμε στην επιφάνεια από το βάθος αυτό (με ένα θερμικά μονωμένο δειγματολήπτη δηλαδή η πίεση να ελαττωθεί αδιαβατικά), τότε η θερμοκρασία του δείγματος θα γίνει 4.56^ο C. Η επίδραση της πίεσης στη θερμοκρασία, αρχίζει να γίνεται αισθητή κάτω από το βάθος των 3500m. Στην πράξη το αποτέλεσμα αυτού του φαινομένου είναι να εμφανίζεται μια παράδοξη, από πρώτη άποψη κατάσταση, όπου το νερό κάτω από το βάθος των 3500m αρχίζει να γίνεται θερμότερο, αν και διατηρεί την μέγιστη πυκνότητά του. Το μέσο βάθος του ωκεάνιου πυθμένα είναι 4000m, επομένως το αποτέλεσμα της πίεσης δε γίνεται ιδιαίτερα αισθητό. Στις βαθιές ωκεάνιες τάφρους όμως, με βάθη μεγαλύτερα από 6000 και 7000m, το φαινόμενο αυτό γίνεται έντονο. Οι μετρήσεις εμφανίζουν θερμότερο νερό στον πυθμένα μεγάλων τάφρων  χωρίς αντίστοιχη μεταβολή της αλατότητας. Αυτό δίνει την εντύπωση ότι το νερό εκεί είναι ασταθές και κανονικά θα έπρεπε να ανέλθει σε ρηχότερη θέση, ώστε να εξασφαλιστεί η ισορροπία του. Αν όμως, αντί της «in situ» θερμοκρασίας  Τ, υπολογίσουμε την ανηγμένη θερμοκρασία J, τότε βλέπουμε να υπάρχει κανονική ελάττωσή της με το βάθος και τα βαθύτερα νερά είναι τα ψυχρότερα (σχήμα 4.11).

 

 

       4.6.5. Γεωγραφική κατανομή της αλατότητας στην επιφάνεια της θάλασσας

Η αλατότητα των επιφανειακών νερών, αναπτύσσεται κατά ζώνες παράλληλες με το γεωγραφικό πλάτος, όπως και η θερμοκρασία (σχήμα 4.12). Έχει όμως μια χαρακτηριστική διαφορά σε σχέση με τη θερμοκρασία. Εμφανίζει ένα ελάχιστο λίγο βορειότερα του ισημερινού (8^οΒ), δύο μέγιστα στις υποτροπικές περιοχές (25^ο Β και Ν) και δύο ελάχιστα στα μεγάλα γεωγραφικά πλάτη (60^ο Β και Ν).

 

 

 

Η κατανομή της αλατότητας καθορίζεται από την εξάτμιση και τα κατακρημνίσματα μιας περιοχής. Αν υπολογίσουμε το μέσο όρο της αλατότητας κατά την έννοια του γεωγραφικού πλάτους (ανατολή- δύση), βλέπουμε ότι υπάρχει ισχυρή συσχέτιση μεταξύ της αλατότητας και της διαφοράς της εξάτμισης μείον τα κατακρημνίσματα (σχήμα 4.13 ).

Υπάρχει επίσης διαφοροποίηση στην κατανομή της αλατότητας από ωκεανό σε ωκεανό. Το εύρος της επιφανειακής αλατότητας στον ανοικτό ωκεανό κυμαίνεται από 33^ο/_οο ως 37 ^ο/_οο. Κατά μέσο όρο, ο βόρειος Ατλαντικός έχει τη μεγαλύτερη επιφανειακή αλατότητα, με τιμή γύρω στο 35.5 ^ο/_οο , ακολουθούν ο νότιος Ατλαντικός και ο νότιος Ειρηνικός με 35.2 ^ο/_οο , ο Ινδικός με 35 ^ο/_οο, τέλος ο βόρειος Ειρηνικός με 34.2 ^ο/_οο.

Οι μεγαλύτερες αποκλίσεις της αλατότητας από τη μέση τιμή μιας ωκεάνιας λεκάνης εμφανίζονται σε περιοχές που λιώνουν οι πάγοι, κοντά σε εκβολές μεγάλων ποταμών, αλλά και σε κλειστές θάλασσες με μεγάλη εξάτμισηΈτσι στην ανατολική Μεσόγειο παρατηρείται αλατότητα της τάξης των 39 ^ο/_οο ενώ στην Ερυθρά θάλασσα η τιμή της φτάνει το 41 ^ο/_οο. Αντίθετα στη Βαλτική θάλασσα το νερό είναι υφάλμυρο, με αλατότητα 10^ο/_οο στην επιφάνεια και 15 ^ο/_οο στο βάθος, λόγω της μικρής εξάτμισης και των μεγάλων ποσοτήτων γλυκού νερού από τα ποτάμια και το λιώσιμο των πάγων.

       4.6.6. Κατακόρυφη κατανομή της αλατότητας

Η κατακόρυφη κατανομή της αλατότητας δε μπορεί εύκολα να ταξινομηθεί σε ομάδες και τυποποιημένες κατανομές, γιατί οι μεταβολές της, σε αντίθεση με τη θερμοκρασία, είναι πολύ μικρές για να επηρεάσουν την πυκνότητα, η οποία είναι ο καθοριστικός παράγοντας της κατακόρυφης ισορροπίας του νερού.

Γενικό πάντως χαρακτηριστικό είναι, ότι κάτω από τα 2000m συμβαίνουν ελάχιστες διαφοροποιήσεις στην αλατότητα και όλοι οι ωκεανοί της γης έχουν παρόμοια αλατότητα 34.6 ^ο/_οο ως 34.9 ^ο/_οο. 

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. Στην περίπτωση αυτή το πυκνοκλινές (δηλ. το εύρος βαθών στο οποίο πυκνότητα των νερών μεταβάλλεται απότομα) καθορίζεται από το αλοκλινές και η θερμοκρασία επηρεάζει λιγότερο την μεταβολή της πυκνότητας (σχήμα 4.14 ).

 

       4.6.7. Όργανα και Μέθοδοι Μετρήσεων 

Η γνώση της κατανομής της θερμοκρασίας και της αλατότητας προέρχεται από μετρήσεις που διεξάγονται από ωκεανογραφικά σκάφη σε ‘υδρογραφικούς σταθμούς’. Σε θέσεις δηλαδή όπου το πλοίο σταματά, καθορίζει τις συντεταγμένες του και διεξάγει δειγματοληψία και μετρήσεις. Οι μετρήσεις γίνονται από την επιφάνεια ως κάποιο βάθος, με συσκευές που κατεβάζονται από το πλοίο (Σχήμα 4.15). Πρόσφατα οι μετρήσεις θερμοκρασίας γίνονται σε συστηματική βάση από δορυφόρους, αλλά και από αυτοματοποιημένα ρομποτικά συστήματα που είναι αγκυροβολημένα σε επιλεγμένες θέσεις (Σχήμα 4.16). Τα συστήματα αυτά, σε τακτικά χρονικά διαστήματα, μετρούν το προφίλ της κατανομής πολλών φυσικοχημικών παραμέτρων του νερού και εκπέμπουν, μέσω δορυφόρων, τις μετρήσεις τους. Οι μετρήσεις αυτές, χρησιμεύουν, μαζί με τις μετρήσεις των πλοίων και των δορυφόρων, στην καθημερινή παραγωγή χαρτών κατανομής των φυσικοχημικών  παραμέτρων στο νερό των ωκεανών .

 

 

 

       4.6.8. Μετρήσεις θερμοκρασίας

Οι μετρήσεις της θερμοκρασίας μέσα στη θάλασσα γίνονται με εξειδικευμένα θερμόμετρα που έχουν σχεδιαστεί για το σκοπό αυτό και διακρίνονται σε υδραργυρικά και ηλεκτρονικά.

Τα υδραργυρικά θερμόμετρα είναι αποκλειστικά σχεδιασμένα για ωκεανογραφικές μετρήσεις. Έχουν τη δυνατότητα να ανεβοκατεβαίνει η υδραργυρική στήλη και να ακινητοποιείται κατά βούληση στο βάθος δειγματοληψίας. Αυτό επιτυγχάνεται με κατάλληλο σχήμα της στήλης και του υδραργυρικού δοχείου. Συνήθως είναι προσαρμοσμένα σε φιάλες δειγματοληψίας με κατάλληλες διατάξεις, ώστε όταν φτάσουν στο βάθος μέτρησης, ενεργοποιείται από τον χειριστή ένας μηχανισμός που κλείνει τα στόμια της φιάλης και αντιστρέφει ολόκληρο το θερμόμετρο. Η υδραργυρική στήλη τότε αποκόπτεται από το δοχείο υδραργύρου, εξαιτίας του ειδικού σχήματος του θερμομέτρου (σχήμα 4.17) και «παγώνει» τη μέτρηση. Όταν ανεβάσουμε το θερμόμετρο στην επιφάνεια διαβάζουμε την ένδειξη, η οποία όμως αντιστοιχεί στο βάθος της δειγματοληψίας. Τα θερμόμετρα αυτά ονομάζονται αντιστρεφόμενα θερμόμετρα και υπάρχουν σε δύο τύπους: Έναν προστατευμένο από την υδροστατική πίεση του νερού και ένα απροστάτευτο, τα οποία τοποθετούνται στις φιάλες δειγματοληψίας κατά ζεύγη. Το απροστάτευτο θερμόμετρο, μετρά το συνδυασμένο αποτέλεσμα θερμοκρασίας - πίεσης και το προστατευμένο μόνο τη θερμοκρασία. Με τον τρόπο αυτό δίνεται η δυνατότητα υπολογισμού του βάθους δειγματοληψίας, από κατάλληλους πίνακες του κατασκευαστή των θερμομέτρων. Συνήθως υπάρχει και ένα μικρότερο βοηθητικό θερμόμετρο για τον καθορισμό της θερμοκρασίας της συσκευής την ώρα της ανάγνωσης της μέτρησης, ώστε να γίνουν επιπλέον διορθώσεις. Η ακρίβειά τους, μετά τις διορθώσεις μπορεί να φτάσει ±0.02^οC.

Όταν το βάθος της δειγματοληψίας, έχει υπολογιστεί από ζευγάρι προστατευμένου και απροστάτευτου θερμόμετρου, τότε ονομάζεται θερμομετρικό βάθος.

Τα ηλεκτρονικά θερμόμετρα μπορεί να είναι είτε πλατίνας (platinum resistance), που συνήθως αναφέρονται σαν Pt100, είτε θερμίστορ. Στα θερμόμετρα Pt100 έχουμε το πλεονέκτημα ότι μπορούμε να αντικαταστήσουμε το αισθητήριο χωρίς επαναβαθμονόμιση του οργάνου (κάθε αισθητήριο Pt100 είναι κομμένο με λέιζερ και έχει αντίσταση 100Ω στους 25^ο C). Η ακρίβειά τους όμως δεν ξεπερνά τους 0.05^ο C. Αντίθετα η χρήση του θερμίστορ επιτρέπει ακριβείς μετρήσεις, της τάξης του 0.001^ο C, που είναι απαραίτητες σε μελέτες των βαθιών ωκεάνιων νερών με πολύ μικρές μεταβολές. Τα θερμόμετρα με θερμίστορ όμως χρειάζονται προσεκτική βαθμονόμηση στο εργαστήριο σε τακτικά χρονικά διαστήματα πχ μία φορά το χρόνο, ώστε να διατηρούν τη μεγάλη τους ακρίβεια.

Οι ωκεανογραφικές μετρήσεις στον ανοικτό ωκεανό είναι ιδιαίτερα πολυέξοδες γιατί πρέπει να συνυπολογιστεί και το κόστος του ωκεανογραφικού ταξιδιού.  Ένας παράγοντας που ανεβάζει σημαντικά το κόστος των ωκεανογραφικών μετρήσεων, είναι ο χρόνος που απαιτείται για να σταματήσει ένα ωκεανογραφικό σκάφος και να ποντιστούν τα όργανα στη θάλασσα. Αυτό περιορίζει σημαντικά τον αριθμό των στάσεων που μπορούν να πραγματοποιηθούν ανα 24ωρο. Έτσι επινοήθηκαν συσκευές που μπορούν να καταγράφουν προφίλ της θερμοκρασίας εν πλω. Υπάρχουν δύο κατηγορίες τέτοιων συσκευών.

Η μία κατηγορία είναι οι βαθυθερμογράφοι (σχήμα 4.18). Είναι συσκευές με σχήμα ατρακτοειδές που καταλήγει σε πτερύγια και διαθέτουν μηχανικά αισθητήρια της πίεσης και της θερμοκρασίας με έμβολα. Η συσκευή αναρτάται από συρματόσχοινο και ποντίζεται στη θάλασσα εν πλω, μέχρι το επιθυμητό βάθος. Η θερμοκρασία καταγράφεται καθώς μια ακίδα ξύνει μηχανικά ένα ίχνος σε πλακίδιο στο οποίο είναι χαραγμένοι και αριθμημένοι οι άξονες βάθους και θερμοκρασίας.

Η άλλη κατηγορία συσκευών καταγραφής θερμοκρασίας-βάθους (σχήμα 4.19) είναι γνωστή σαν ΧΒΤ (eXpendable Bathe Ther­mo­graph). Είναι ηλεκτρονικές συσκευ­­ές μιας χρήσεως που διαθέτουν τυλιγμένο εκατοντάδες μέτρα από πολύ λεπτό σύρμα μαζί με αισθητήριο της θερμοκρασίας.

 

 Η συσκευή ρίπτεται στο νερά από το σκάφος, έχοντας συνδεδεμένη τη μία άκρη του λεπτού σύρματος σε μόνιμη καταγραφική μονάδα επάνω στο σκάφος. Κατά την διάρκεια της ελεύθερης πτώσης μέσα στο νερό, εν πλω, καταγράφονται οι μεταβολές της θερμοκρασίας με το βάθος, γιατί η ταχύτητα πτώσης θεωρείται σταθερή. 

 

 Τα τελευταία χρόνια έχουν καθιερωθεί δορυφορικά συστή­ματα πολύ μεγάλης ακρίβειας για τη μέτρηση της επιφανειακής θαλάσσιας θερμοκρασίας. Η αρχή τους βασίζεται στη μέτρηση της ακτινοβολούμενης υπέρυθρης ενέργειας που έχει κάθε σώμα με θερμοκρασία  μεγαλύτερη από το απόλυτο μηδέν (-273^ο C). Η ακτινοβολία αυτή η οποία καθορίζεται από τη σχέση του Plank  για το μαύρο σώμα είναι:

όπου λ είναι το μήκος κύματος και Τ η θερμοκρασία του σώματος σε βαθμούς Κέλβιν. Η σχέση ισχύει μόνο για το μαύρο σώμα. Σε πραγματικά υλικά υπάρχει ο συντελεστής ικανότητας εκπομπής ε_λ ο οποίος είναι:

όπου Fw_λ  είναι η θερμική ακτινοβολία του νερού και F_λ του μαύρου σώματος. Από τις δύο σχέσεις, αν μετρηθεί η ακτινοβολία του νερού και γνωρίζοντας τον συντελεστή ε_λ, μπορεί να υπολογιστεί η θερμοκρασία Τ της επιφάνειας της θάλασσας. Η θερμοκρασία αυτή είναι η επιδερμική θερμοκρασία μιας πολύ λεπτής στοιβάδας επιφανειακών μορίων νερού. Χρειάζονται πολύπλοκοι υπολογισμοί για την εξάλειψη όλων των σφαλμάτων από τους κυματισμούς και την ατμόσφαιρα, ώστε τελικά να έχουμε αντιπροσωπευτική μέτρηση της θερμοκρασίας.

Σήμερα βρίσκεται σε συστηματική λειτουργία το σύστημα AVHRR (Advanced Very High Resolution Radiometer), εγκαταστημένο σε μετεωρολογικούς δορυφόρους πολικής τροχιάς. Μετρά την εκπεμπόμενη θερμοκρασία της θάλασσας σε τρεις φασματικές ζώνες 3.7μm, 10.5μm και 12μm. Τα σφάλματα που εξακολουθούν να παραμένουν οφείλονται σε ορισμένα είδη νεφών που δεν ανιχνεύονται, στους υδρατμούς, στα αεροζόλ και στο θόρυβο του οργάνου. Τα σφάλματά είναι μικρότερα από ±0.6^ο Κ, η ακρίβεια είναι ±0.1^ο Κ και η διακριτική ικανότητα 1-4Km.

Η υπηρεσία NOAA των Η.Π.Α. εκδίδει κάθε μέρα παγκόσμιους χάρτες της κατανομής της θερμοκρασίας στο διαδίκτυο (InterNet). Οι χάρτες παράγονται με τη μέθοδο που αναπτύχθηκε από τον Reynolds (1988,1994) και ονομάζεται optimal interpolation method. Με τη μέθοδο αυτή, μετρήσεις από πλοία, από αυτόματες συσκευές στο νερό και από τον δορυφόρο επεξεργάζονται και καλύπτει ο ένας τρόπος μέτρησης τις ελλείψεις του άλλου.

 

       4.6.9. Μέτρηση της αγωγιμότητας

Η μέτρηση της αγωγιμότητας γίνεται με ηλεκτρονικά όργανα τα οποία διοχετεύουν ηλεκτρικό ρεύμα με ηλεκτρόδια μέσα στο νερό. Για να μην εμφανιστεί πόλωση στα ηλεκτρόδια χρησιμοποιείται εναλλασσόμενο ρεύμα υψηλής συχνότητας. Έχουν αναπτυχθεί διάφοροι τύποι ηλεκτροδίων, που να εξασφαλίζουν σταθερότητα και ακρίβεια στις μετρήσεις. Για μεγαλύτερη όμως ακρίβεια και σταθερότητα έχουν σχεδιαστεί επαγωγικά αγωγιμόμετρα.  Οι συσκευές αυτές διαθέτουν δύο πηνία σύρματος τα οποία συνδέονται με μια διάταξη που επιτρέπει στο θαλασσινό νερό να διέλθει από μέσα. Όταν στο ένα πηνίο διοχετευτεί εναλλασσόμενο ρεύμα τότε στο άλλο πηνίο αναπτύσσεται ρεύμα από επαγωγή μέσω του θαλασσινού νερού. Το ρεύμα αυτό μετράται και είναι ανάλογο της ηλεκτρικής αγωγιμότητας του νερού. Η καλύτερη ακρίβεια των συσκευών αυτών στον υπολογισμό της αλατότητας είναι ±0.005psu.

 

       4.6.10 Μετρήσεις της πίεσης (βάθους)

Σε όλες τις αυτοματοποιημένες συσκευές μέτρησης θερμοκρασίας και αγωγιμότητας, ο καθορισμός του βάθους είναι απαραίτητο στοιχείο, όχι μόνο για τον υπολογισμό της θέσης μέτρησης, αλλά και για να γίνουν οι απαραίτητες διορθώσεις στον υπολογισμό της ανηγμένης θερμοκρασίας και της  ανηγμένης  πυκνότητας. Ο καθορισμός του βάθους γίνεται με τη μέτρηση της πίεσης (σε dbar) με τους παρακάτω τρόπους:

·  Με τα strain gauges (αισθητήρια τάσης) με ακρίβεια ±1%

·  Με τη μέτρηση της συχνότητας δόνησης, σύρματος κλεισμένου σε σωλήνα, που το ένα άκρο του εφάπτεται σε διάφραγμα ώστε να μπορεί να παραμορφωθεί από την πίεση. Η ακρίβειά του είναι ±0.1%.

·  Με κρυστάλλους χαλαζία, που μεταβάλλουν τη συχνότητα ταλάντωσής τους ανάλογα με την παραμόρφωση από την πίεση. Η ακρίβειά τους είναι ±0.001%.

 

       4.7. Ο Ήχος στο Νερό

       4.7.1 Διάδοση του Ήχου στο Νερό

Ο ήχος στην ουσία είναι μηχανικές ταλαντώσεις οι οποίες διαδίδονται πολύ πιο εύκολα στο νερό από ότι στην ατμόσφαιρα. Ο άνθρωπος χρησιμοποιεί τον ήχο μέσα στο νερό, όπως χρησιμοποιεί  το φως και τα ραδιοκύματα στην ατμόσφαιρα. Ηχοβολιστικές συσκευές καταγράφουν τα βάθη, ηχητικά κύματα διεισδύουν στα ιζήματα του πυθμένα και ανιχνεύουν τη δομή τους. Επίσης ηχητικά κύματα από κατάλληλες συσκευές κωδικοποιούν την ανθρώπινη φωνή και χρησιμεύουν στην επικοινωνία των πληρωμάτων των ερευνητικών βαθυσκαφών με τα μητρικά σκάφη στην επιφάνεια.  Η ταχύτητα του ήχου στο νερό είναι 4.5 φορές μεγαλύτερη από ότι στον αέρα. Οι πολύ χαμηλές συχνότητες διαδίδονται σε εξαιρετικά μεγάλη απόσταση.

Τα θαλάσσια θηλαστικά με την  προσαρμογή τους στο θαλάσσιο περιβάλλον έχουν αξιοποιήσει τις ιδιότητες του ήχου στο νερό πολύ πριν τον άνθρωπο. Σχετικά πρόσφατα οι βιολόγοι έχουν ανακαλύψει λεπτομέρειες για τα ηχητικά αισθητήρια των ανώτερων θαλάσσιων θηλαστικών. Τα δελφίνια και ορισμένα είδη φάλαινας, διαθέτουν αισθητήρια όργανα ηχοεντοπισμού παρόμοια με τα sonar που έχει κατασκευάσει ο άνθρωπος. Έτσι μπορούν να αισθάνονται τη θέση τους στο νερό, (την απόσταση από τον πυθμένα και την επιφάνεια), να ανιχνεύουν άλλα ψάρια σε μεγάλη απόσταση, εκτός από την κλασική ηχητική επικοινωνία μεταξύ τους. Η επικοινωνία αυτή γίνεται σε ένα ηχητικό φάσμα πολύ ανώτερο των δυνατοτήτων της ανθρώπινης ακοής. Οι άνθρωποι με τη γνωστή τους υπεροψία ως τα ανώτερα όντα στον πλανήτη, εκτέλεσαν πειράματα  για τη διάδοση χαμηλών ηχητικών συχνοτήτων μέσα στο νερό και προκάλεσαν καταστροφή των ηχοβολιστικών αισθητηρίων οργάνων των δελφινιών, γιατί αγνοούσαν την ύπαρξή τους. Σήμερα τέτοια πειράματα γίνονται αφού διαπιστωθεί ότι δεν υπάρχουν στην περιοχή θαλάσσια θηλαστικά (συνήθως τέτοια πειράματα γίνονται για στρατιωτικές εφαρμογές).

Η ταχύτητα C με την οποία διαδίδεται ο ήχος στο νερό, στη γενική του έκφραση, σύμφωνα με τον Pickard & Emery (1990) είναι:

                                ή  

όπου το ρ και το Κ υπολογίζονται από την καταστατική εξίσωση του νερού (βλέπε προηγούμενο κεφάλαιο). και β είναι η αδιαβατική συμπιεστότητα του νερού.

Πιο εφαρμόσιμη έκφραση της ταχύτητας C, μπορεί να είναι η παρακάτω:

 

C=1449.2+4.6T-0.0055T² +0.00029T³ +(1.34-0.01T)(S-35)+0.016Z

 

όπου Z είναι το βάθος σε μέτρα. Η εξίσωση ισχύει για όλο το εύρος της θερμοκρασίας και της αλατότητας αλλά μόνο για τα επιφανειακά νερά ως ένα βάθος 1000m. Βαθύτερα, που το νερό αρχίζει να συμπιέζεται, πρέπει να χρησιμοποιηθεί η γενική μορφή της εξίσωσης.

Αν χαρτογραφήσουμε την κατανομή της ταχύτητας με το βάθος σε έναν ωκεανό διαπιστώνουμε ότι από την επιφάνεια ως τη βάση του θερμοκλινούς συμβαίνει συνεχής ελάττωση με το βάθος, που οφείλεται κυρίως στην επίδραση της θερμοκρασίας . Από τη βάση του θερμοκλινούς και βαθύτερα ακολουθεί μια αύξηση της ταχύτητας ως τον πυθμένα, που οφείλεται πλέον στη αύξηση της  πίεσης (σχήμα 4.20). Με τον τρόπο αυτό δημιουργείται ένα στρώμα  χαμηλής ταχύτητας στην περιοχή του θερμοκλινούς. Αν διοχετευτούν ήχοι στο στρώμα αυτό, υφίστανται διαρκείς διαθλάσεις από τα δύο πυκνότερα στρώματα, ανάμεσα στα οποία βρίσκεται, έτσι ο ήχος διατηρείται μέσα στο στρώμα αυτό και μπορεί να διαδοθεί χιλιάδες χιλιόμετρα μακριά. Την ιδιότητα αυτή έχουν εκμεταλλευτεί τελευταία για να διαπεράσουν τους ωκεανούς από άκρη σε άκρη με ηχητικά κύματα, από μια σειρά σταθμών στα περιθώρια της ωκεάνιας λεκάνης. Όταν τα κύματα αυτά ανιχνευτούν στην άλλη άκρη του ωκεανού περικλείουν πληροφορίες από τα φυσικά χαρακτηριστικά των νερών από τα οποία διήλθαν. Με τον τρόπο αυτό επιτυγχάνεται μια ακουστική τομογραφία της ωκεάνιας λεκάνης. Η μέθοδος αυτή είναι ακόμα σε εξέλιξη, αλλά υπόσχεται πολλά στο μέλλον για μελέτη του εσωτερικού των ωκεανών. Το στρώμα ελάχιστης ταχύτητας ονομάζεται SOFAR (Sound  Fixing And Ranging).

       4.7.2 Εξασθένιση του ήχου στο νερό

Η εξασθένηση του ήχου ανά μονάδα μήκους x περιγράφεται από την διαφορική εξίσωση:

  dI = k I₀ dx

όπου Ι₀ είναι η αρχική ένταση του ήχου, Ι η ένταση μετά από διαδρομή μήκους x και k είναι ένας συντελεστής εξασθένησης που εξαρτάται από τη συχνότητα του ήχου. Η επίλυση της διαφορικής εξίσωσης έχει τη μορφή:

I = I_o e^{-k x}

 Τυπικές τιμές του k, το οποίο εκφράζεται σε dB/Km είναι:

Στη συχνότητα των 1000Hz       0.08 dB/Km.

Στη συχνότητα των 100000Hz   50dB/Km.

Τα decibel είναι λογαριθμική έκφραση της ελάττωσης της ηχητικής έντασης σύμφωνα με τη σχέση:

 

όπου Ι₀ και Ι είναι η αρχική και η τελική ακουστική ένταση.

Για παράδειγμα ηχητικό σήμα με ένταση Ι₀, με συχνότητα  1000 Hz μετά από 1Km διάδοσης μέσα στο νερό θα έχει ένταση Ι=0.982Ι₀. Αν το ηχητικό σήμα έχει συχνότητα 100000Hz και διαδοθεί στην ίδια απόσταση (1Km) η έντασή του θα γίνει I=0.00001I₀. Φαίνεται λοιπόν ότι οι χαμηλές συχνότητες έχουν πολύ μικρή εξασθένιση. Ένας ήχος με συχνότητα 200 Hz αν εγκλωβιστεί στη ζώνη ελάχισης ταχύτητας (SOFAR) μπορεί να ανιχνευτεί από τη μία άκρη μιας ωκεάνιας λεκάνης στην άλλη.

 

       4.7.3 Ηχοβολιστικές συσκευές

Επειδή τα ηχητικά κύματα, σε αντίθεση με τα ηλεκτρομαγνητικά, διαδίδονται σε μεγάλες αποστάσεις μέσα στο νερό, έχουν κατασκευαστεί  πλήθος συσκευών που βασίζονται στην εκπομπή μιας ηχητικής συχνότητας και την ανίχνευση της ανάκλασής της από σώματα διαφορετικής πυκνότητας. Τέτοια μπορεί να είναι ο πυθμένας, τα ψάρια, μεγάλες συγκεντρώσεις από πλαγκτόν όταν αναπτύσσεται σε στρώσεις, αλλά ακόμη και υποβρύχια ή άλλα πλοία. Για το λόγο αυτό οι εφαρμογές της ακουστικής μέσα στον ωκεανό πήραν μεγάλη ανάπτυξη λόγω της σημαντικής χρηματοδότησης από στρατιωτικά ιδρύματα.

Τα ηχοβολιστικά συστήματα που παρουσιάζουν γεωλογικό ενδιαφέρον μπορούν να χωριστούν σε δύο μεγάλες κατηγορίες. Στη μια κατηγορία είναι συσκευές που έχουν ηχητικές συχνότητες που αντανακλώνται μόνο στο όριο του πυθμένα (βυθόμετρα και ηχοβολιστικά πλευρικής σάρωσης). Στην άλλη κατηγορία είναι συσκευές που εκπέμπουν ηχητικά κύματα χαμηλότερης συχνότητας, ικανά να διαπεράσουν τα ιζήματα του πυθμένα και να ανακλαστούν από τις  διαφορές των στρωμάτων (ακουστικοί τομογράφοι υποδομής πυθμένα).

 

       4.7.3.1 Βυθόμετρα

Τα βυθόμετρα (σχήμα 4.21) καταγράφουν τη χρονική διάρκεια t που χρειάζεται ένας  ηχητικός παλμός, τον οποίο εκπέμπουν, να αντανακλαστεί στον πυθμένα και να επιστρέψει στο σκάφος (σχήμα 4.22). Το μισό του χρόνου αυτού πολλαπλασιαζόμενο με την ταχύτητα του ήχου στο νερό C, δίνει το βάθος Z του νερού:

                                       

Σαν ταχύτητα C λαμβάνεται η μέση ταχύτητα που έχει ο ήχος στη στήλη του νερού. Τα βυθόμετρα χρησιμοποιούν συνήθως συχνότητες στην περιοχή των υπερήχων.

 

Συνήθως κατασκευάζονται σε δύο περιοχές στους 200KHz και στους 50KHz (ή τους 30KHz). Με τις υψηλές συχνότητες (200KHz) επιτυγχάνεται στενή δέσμη του ηχοβολιστικού με αποτέλεσμα μεγάλη ακρίβεια σε ρηχά σχετικά νερά. Αντίθετα, στους 50KHz η ηχητική δέσμη διεισδύει σε μεγαλύτερα βάθη αλλά σχηματίζει ευρεία γωνία (γιατί δεν είναι τεχνικά εύκολο η επίτευξη στενής ηχητικής δέσμης). Το αποτέλεσμα είναι μειωμένη διακριτική ικανότητα στην καταγραφή μικρών διαστάσεων ανωμαλιών του πυθμένα.

       4.7.3.2 Ηχοβολιστικά πλευρικής σάρωσης

Οι συσκευές αυτές έχουν επινοηθεί για να σχηματίζουν ψευδοτρισδιάστατες εικόνες (σχήμα 4.23.α) των ανωμαλιών του πυθμένα υπό μορφή πλατιάς λωρίδας κατά μήκος της πορείας του σκάφους.

 Στα συστήματα αυτά η ηχητική δέσμη ταλαντώνεται δεξιά και αριστερά, σχηματίζοντας πάντοτε γωνία 90^ο ως προς την κίνηση του σκάφους (σχήμα 4.23.β).  Το αποτέλεσμα είναι να γίνεται σάρωση του πυθμένα κατά δύο διευθύνσεις χ και ψ, όπου η χ διεύθυνση είναι η πορεία του σκάφους και η ψ διεύθυνση το ίχνος της ηχητικής δέσμης στον πυθμένα. Η πλάγια πρόσπτωση της ηχητικής δέσμης στον πυθμένα μοιάζει σαν ένα προβολέα που προσπίπτει πλάγια σε μια περιοχή. Τα αντικείμενα που εξέχουν ‘φωτίζονται’ περισσότερο και έτσι εμφανίζονται πιο φωτεινά στην καταγραφή. Τα αντικείμενα που βρίσκονται στη σκιά απεικονίζονται πιο σκοτεινά και τα τμήματα του πυθμένα που είναι τελείως επίπεδα εμφανίζονται με ενδιάμεσους τόνους (σχήμα 4.23.γ). Οι ηχοβολιστές πλευρικής σάρωσης εκτός από τις χρήσεις τους στον εντοπισμό ναυαγίων, βλαβών σε υποβρύχια καλώδια και  σε άλλες τεχνικές χρήσεις έχουν και επιστημονική εφαρμογή γιατί αποκαλύπτουν αμμορυτίδες, υποθαλάσσιες κατολισθήσεις και γενικά μορφολογικά χαρακτηριστικά του πυθμένα.

       4.7.3.3 Ακουστικοί Τομογράφοι υποδομής πυθμένα

Είναι μια μεγάλη κατηγορία συσκευών που εκπέμπουν συχνότητες ικανές να διεισδύσουν μέσα στα ιζήματα του πυθμένα και να ανακλαστούν από ασυνέχειες στο εσωτερικό των ιζημάτων (σχήμα 4.24). Οι ασυνέχειες δημιουργούν διαφορές στην ταχύτητα του ηχητικού κύματος και μπορεί να οφείλονται σε διαφορές στο υλικό του ιζήματος, στην κοκκομετρία, στην περιεκτικότητα σε νερό, αλλά και σε ρήγματα, σε παλιές επιφάνειες διάβρωσης, ή και σε υδογονάνθρακες μέσα στα ιζήματα. Η μεθοδολογία που εφαρμόζεται στους ακουστικούς τομογράφους υποδομής πυθμένα είναι παρόμοια με τις γεωφυσικές μεθόδους σεισμικής διασκόπησης, με τη διαφορά ότι στη θάλασσα, το νερό απορροφά τα εγκάρσια κύματα και στις καταγραφές υπάρχουν μόνο τα επιμήκη.

Τα ηχητικά κύματα εκπέμπονται από μια πηγή στο ερευνητικό σκάφος και οι ανακλάσεις τους ανιχνεύονται από σειρά υδροφώνων (σχήμα 4.25). Η πρώτη ανάκλαση γίνεται από τον πυθμένα και ακολουθούν ανακλάσεις από ασυνέχειες στο εσωτερικό των ιζημάτων. Μετά από κατάλληλη  επεξεργασία καταγράφονται σε χαρτί, ως κατακόρυφη τομή των ιζημάτων κατά μήκος της πορείας του σκάφους, υπό  μορφή γραμμοσκιάσεων που αναπαριστούν την ένταση της κάθε ανάκλασης. Το πάχος d των στρωμάτων που καταγράφονται μπορεί να υπολογιστεί γνωρίζοντας την ταχύτητα του ήχου C_s στα ιζήματα:

 

όπου t είναι ο χρόνος καταγραφής. Ο χρόνος καταγραφής διαιρείται πάντοτε δια του δύο γιατί η ηχητική δέσμη διανύει διπλάσια απόσταση: Από το ηχοβολιστικό ως το ιζηματονενές στρώμα και από εκεί ως το υδρόφωνο.

Η συμβολή των ακουστικών τομογράφων υποδομής πυθμένα στη θαλάσσια γεωλογία είναι καθοριστική και έχει συμβάλλει ουσιαστικά στη γνώση μας για τις διεργασίες ιζηματογένεσης και στην ανακάλυψη κοιτασμάτων πετρελαίου και αερίων.

 

       4.8 Το φως στο νερό

       4.8.1 Διάδοση του φωτός στο νερό

Πριν εξετάσουμε τη διάδοση και τη σημασία του ηλιακού φωτός στη θάλασσα θα αναφερθούμε στις φυσικές ιδιότητες που καθορίζουν τη διάδοση μιας φωτεινής δέσμης στο νερό. Όταν μια φωτεινή δέσμη με αρχική ένταση I₀ διαδίδεται μέσα στο νερό η έντασή της I ελαττώνεται εκθετικά με την αύξηση της απόστασης x:

I = I_o e^{-c x}

όπου c είναι ο συντελεστής εξασθένησης.

Ο συντελεστής c αντιπροσωπεύει οποιοδήποτε παράγοντα συντελεί στην εξασθένιση της φωτεινής δέσμης και αναλύεται παρακάτω.

Μια φωτεινή δέσμη στην ουσία είναι δέσμη φωτονίων. Κάποια φωτόνια απορροφώνται από τα μόρια του νερού και αυξάνουν τη θερμοκρασία ή απορροφώνται από το φυτοπλανκτόν για τη φωτοσύνθεση. Κάποια άλλα φωτόνια της ίδιας δέσμης μεταβάλουν τη διεύθυνσή τους σαν αποτέλεσμα της παρεμβολής των μορίων του νερού και των σωματιδίων που είναι σε αιώρηση. Το φαινόμενο αυτό στην οπτική ονομάζεται σκέδαση του φωτός και το αποτέλεσμά του είναι να εξασθενεί τη φωτεινή δέσμη γιατί τα φωτόνια που άλλαξαν διεύθυνση έχουν ξεφύγει από την υπόλοιπη  ομάδα φωτονίων που συνεχίζει την πορεία της. Έτσι βλέπουμε ότι η συνολική εξασθένιση της φωτεινής δέσμης είναι αποτέλεσμα τόσο της απορρόφησης όσο και της σκέδασης.   Ο συντελεστής εξασθένισης c είναι το άθροισμα των συντελεστών απορρόφησης a και σκέδασης b:

c= a + b

Ο συντελεστής απορρόφησης a είναι το άθροισμα τριών επιμέρους συντελεστών ως εξής:

a = a_w + a_p + a_y

όπου:                     

a_w : ο συντελεστής απορρόφησης των μορίων του νερού

a_p : ο συντελεστής απορρόφησης των αιωρουμένων ιζημάτων

a_y :ο συντελεστής απορρόφησης των διαλυμένων κίτρινων ουσιών (yellow substance). Οι ουσίες αυτές είναι οργανικής προέλευσης και προέρχονται από την αποσύνθεση του φυτοπλαγκτού ή μεταφέρονται από τα ποτάμια και είναι διάφορα χουμικά οξέα του εδάφους.

Ο συντελεστής σκέδασης b είναι το άθροισμα δύο επιμέρους συντελεστών :

b = b_w + b_p

όπου :                    

b_w : ο συντελεστής σκέδασης των μορίων του νερού.

b_p : ο συντελεστής σκέδασης των αιωρουμένων ιζημάτων.

Ο συντελεστής σκέδασης των μορίων του νερού b_w είναι πολύ μικρός σε σχέση με το συντελεστή των αιωρουμένων σωματιδίων  b_p. Παρατηρούμε επίσης ότι  οι διαλυμένες οργανικές ουσίες που έχουν κίτρινο χρώμα δε συμβάλλουν στη σκέδαση αλλά μόνο στην απορρόφηση του φωτός.

Οι συντελεστές εξασθένησης και σκέδασης έχουν διαφορετικές τιμές σε διαφορετικά μήκη κύματος του φωτός, έχουν δηλαδή φασματική εξάρτηση. Η φασματική κατανομή τους στο ορατό φάσμα, για διάφορους τύπους νερών (καθαρά ωκεάνια, παράκτια και κόλπων όπου εκβάλλουν ποτάμια), φαίνεται στο σχήμα 4.26. Παρατηρούμε ότι τα καθαρά νερά στο μπλε και στο πράσινο χρώμα έχουν μικρή τιμή του συντελεστή εξασθένησης, ενώ από το πορτοκαλί προς το κόκκινο και το υπέρυθρο γίνεται μια πολύ μεγάλη αύξηση. Αυτό σημαίνει ότι το κόκκινο και περισσότερο το υπέρυθρο απορροφώνται στα πρώτα μέτρα της διάδοσής τους μέσα στο νερό. Αντίθετα ο συντελεστής σκέδασης, παρά του ότι είναι μικρός συγκριτικά με την εξασθένηση, παρουσιάζει επιλεκτική αύξηση προς το μπλε.

 

       4.8.2 Το ηλιακό φως στη θάλασσα

Το ηλιακό φως μέσα στο νερό είναι η απαραίτητη παράμετρος που καθορίζει τόσο τη θέρμανση των επιφανειακών στρωμάτων όσο και τις φωτοσυνθετικές διεργασίες, απαραίτητες στην αναπαραγωγή του φυτοπλαγκτού. Το φυτοπλαγκτόν είναι η βάση της τροφικής αλυσίδας της ζωής των ωκεανών. Το επιφανειακό στρώμα νερού στο οποίο διεισδύει το φως, είναι το στρώμα στο οποίο αναπτύσσεται η συντριπτική πλειοψηφία της ζωής.

Η ηλιακή ακτινοβολία που φθάνει στην επιφάνεια της γης, είναι λίγο διαφορετική από ότι είναι στην ανώτερη ατμόσφαιρα γιατί σημαντικές ποσότητες, σε επιλεγμένα μήκη κύματος, απορροφώνται από τα διάφορα ατμοσφαιρικά στρώματα. Το ηλιακό φως που τελικά φθάνει στην επιφάνεια της θάλασσας διεισδύει σε βάθος, αλλά τα μόρια του νερού ασκούν μια επιλεκτική απορρόφηση σε ορισμένα μήκη κύματος, σύμφωνα με τη φασματική κατανομή του συντελεστή εξασθένησης, όπως είδαμε παραπάνω. Το αποτέλεσμα είναι τα μήκη κύματος στην μπλε περιοχή του φάσματος να έχουν τη μεγαλύτερη διεισδυτικότητα, ενώ στην κόκκινη περιοχή να απορροφώνται στα πρώτα μέτρα. Στο υπέρυθρο, λίγα εκατοστά του μέτρου είναι αρκετά για την πλήρη απορρόφησή του.

Στο σχήμα 4.27 βλέπουμε τη διείσδυση του φωτός με το βάθος σε καθαρά ωκεάνια νερά. Φαίνεται ότι κάτω από ένα βάθος το μόνο χρώμα που υπάρχει στη θάλασσα είναι το μπλε. 

 

 

 

 

       4.8.3 Το χρώμα της θάλασσας

Το χρώμα της θάλασσας, όταν τη βλέπουμε από επάνω, είναι συνάρτηση της ανάκλασης του φωτός στην επιφάνειά της και της αναδυόμενης φωτεινής ακτινοβολίας από το βάθος. Σε μικρές γωνίες παρατήρησης, ιδίως με έλλειψη κυματισμού, υπερτερεί η ανάκλαση του φωτός στην επιφάνεια, αλλά αυτό δεν έχει καμία σχέση με το χρώμα της θάλασσας και εξαρτάται από το χρώμα του ουρανού, των νεφών ή του κατοπτριζόμενου ήλιου.

Πραγματική παρατήρηση του χρώματος της θάλασσας γίνεται αμέσως κάτω από την επιφάνεια ή με γωνία παρατήρησης τέτοια ώστε να αποφεύγεται η ανάκλαση όλων των ακτινών του ήλιου από το οπτικό μας πεδίο. Αυτό λοιπόν είναι το πραγματικό χρώμα και είναι συνάρτηση της σκέδασης και απορρόφησης του εισερχόμενου φωτός. Η ακτινοβολία που αναδύεται από τη θάλασσα είναι μόνο η σκεδαζόμενη. Η εξασθένηση παίζει το ρόλο της στον καθορισμό των διαθέσιμων χρωμάτων μέσα στο νερό, ώστε αυτά να σκεδαστούν και κάποιο ποσοστό της σκέδασης να ξεφύγει προς την επιφάνεια. 

Η σκέδαση είναι πιο έντονη όπως είδαμε στην μπλε περιοχή του φάσματος.  Αυτή είναι η μοριακή σκέδαση, η οποία περιγράφηκε πρώτα από τον Raley και φέρει το όνομά του. Είναι αντιστρόφως ανάλογη της τετάρτης δύναμης του μήκους κύματος (λ^-4) και είναι η ίδια αιτία που κάνει τον ουρανό να φαίνεται μπλε. Η θάλασσα έχει πιο έντονο μπλε χρώμα από τον ουρανό, γιατί όχι μόνο σκεδάζεται περισσότερο η μπλε ακτινοβολία, αλλά κάτω από ένα βάθος, δεν υπάρχει άλλη διαθέσιμη ακτινοβολία εκτός από την μπλε,  για να σκεδαστεί.

Τα αιωρούμενα σωματίδια στη θάλασσα παίζουν επίσης σημαντικό ρόλο στην αλλαγή του χρώματος των νερών ανάλογα με το είδος, το μέγεθος και την ποσότητά τους. Στα παράκτια νερά και σε περιοχές κοντά σε εκβολές ποταμών μπορεί να είναι είτε φερτές ύλες από τη γύρω ξηρά, είτε φυτοπλαγκτόν που αναπτύσσεται εξαιτίας της παροχής θρεπτικών ουσιών από τα ποτάμια. Στον ανοικτό όμως ωκεανό είναι σχεδόν αποκλειστικά βιογενούς προέλευσης. Νερά με μικρή βιολογική παραγωγικότητα, όπως στην περιοχή των τροπικών, έχουν ένα βαθύ μπλε χρώμα, ενώ νερά σε μεγάλα γεωγραφικά πλάτη, με πολύ έντονη πρωτογενή παραγωγή (παραγωγή φυτοπλαγκτού), έχουν ένα κιτρινοπράσινο χρώμα.

Πρέπει να δοθεί προσοχή ώστε να μην μπερδεύουμε την επίδραση του πυθμένα στον καθορισμό του χρώματος των παράκτιων νερών.  Για να μετρηθεί ή να καθοριστεί το χρώμα της θάλασσας, προϋποθέτει την ύπαρξη επαρκούς βάθους ώστε ο πυθμένας να μην μπορεί να συμβάλλει στη μεταβολή του χρώματος της επιφάνειας.

Στην παράκτια αβαθή ζώνη, το χρώμα του πυθμένα είναι καθοριστικό στη διαμόρφωση του χρώματος των νερών. Γενικός κανόνας είναι ότι όσο πιο λευκός ή ανοικτόχρωμος είναι ο πυθμένας τόσο πιο γαλαζοπράσινα γίνονται τα νερά, (με την προϋπόθεση ότι τα νερά είναι καθαρά και δεν έχουν αιωρούμενα σωματίδια). Η επικάλυψη του πυθμένα με υδρόβια φυτά τα οποία έχουν ένα σκούρο πράσινο χρώμα, μεταβάλλει σημαντικά το χρώμα των παράκτιων αβαθών νερών. Η ορυκτολογία των παράκτιων ιζημάτων είναι επίσης καθοριστική του χρώματος. Η άμμος με ανοικτό χρώμα (μεγάλο ποσοστό αστρίων και χαλαζία, απουσία φυλλόμορφων ορυκτών) προσδίδει στις παράκτιες ζώνες ένα γαλαζοπράσινο χρώμα.  Το εξωτικό τουρκουάζ χρώμα είναι αποτέλεσμα ιζημάτων πυθμένα λευκού χρώματος, όπως είναι η άμμος από θραύσματα ασβεστιτικών κοραλλιών και θρύμματα από κελύφη ασπόνδυλων. Στη χώρα μας άμμος από ανοικτόχρωμους ασβεστόλιθους, στα Ιόνια νησιά, προσδίδει επίσης ένα τουρκουάζ χρώμα στα νερά. Τέτοιες αποθέσεις όμως είναι περιορισμένες, μόνο σε μικρές παραλίες τύπου θύλακα (pocket beach).

 

       4.8.4 Μετρήσεις των οπτικών χαρακτηριστικών του νερού

         4.8.4.1 Μέτρηση του συντελεστή εξασθένησης

Η μέτρηση της εξασθένησης του φωτός γίνεται με οπτικές συσκευές οι οποίες δημιουργούν μία δέσμη φωτός και μετρούν την έντασή της μετά από μια διαδρομή μερικών εκατοστών μέσα στο νερό.  Η φωτεινή ένταση Ι που μετράται από ένα φωτοαισθητήριο μετά από διαδρομή x μέσα στο νερό της αρχικής φωτεινής δέσμης Ι₀ είναι:

I = I₀ e^{-c x}           

όπου c είναι ο συντελεστής εξασθένησης του φωτός.

Η φωτεινή δέσμη μπορεί να είναι είτε πανχρωματική (άσπρο φως), είτε να βρίσκεται σε μία στενή έγχρωμη περιοχή του φάσματος. Πολλές φορές χρησιμοποιείται και το κοντινό υπέρυθρο φως, γιατί παρουσιάζει δύο πλεονεκτήματα: 1.Οι διαλυμένες κίτρινες ουσίες δεν επιδρούν σε αυτή την περιοχή του φάσματος. 2. Η συσκευή μέσα στη θάλασσα δεν επηρεάζεται από το ηλιακό φως γιατί όπως είδαμε απορροφάται στις πρώτες  δεκάδες εκατοστών της υδάτινης στήλης.

 

         4.8.4.2 Μέτρηση του συντελεστή σκέδασης

Η σκέδαση του φωτός μετράται με τη δημιουργία μιας φωτεινής δέσμης και τη μέτρηση της φωτεινής έντασης με ένα φωτοαισθητήριο σε διαφορετική γωνία από τη διεύθυνση διάδοσης της δέσμης. Συνήθως το φωτοαισθητήριο βρίσκεται κάθετη θέση ως προς τη φωτεινή δέσμη και έχει ευρεία οπτική γωνία 50^ο-60^ο.  Το φωτοαισθητήριο έχει σχεδόν μηδενική ένδειξη στην περίπτωση του καθαρού νερού (υπάρχει μόνο η πολύ μικρή μοριακή σκέδαση) και οι ενδείξεις αυξάνονται αναλογικά με την αύξηση των αιωρουμένων σωματιδίων μέσα στο νερό. Σε πολύ μεγάλες περιεκτικότητες (πολύ θολό νερό) η σκέδαση δεν μπορεί να μετρηθεί γιατί η μεγάλη απορρόφηση επηρεάζει το σκεδαζόμενο φως.

Συνήθως η σκέδαση μετράται ευκολότερα σε καθαρά νερά, ενώ σε νερά με μεγάλη θολερότητα λόγω δευτερογενών πολλαπλών σκεδάσεων και εξασθένησης της φωτεινής έντασης ο προσδιορισμός της γίνεται ασαφής. Στις περιπτώσεις αυτές η μέτρηση της εξασθένησης είναι πιο αποτελεσματική.

Ένας πολύ πρακτικός τρόπος έκφρασης της διαύγειας των νερών, ο οποίος έχει καθιερωθεί διεθνώς, είναι η μέτρηση του βάθους στο οποίο παύει να γίνεται ορατός ένας άσπρος δίσκος (δίσκος του Secci) τον οποίο βυθίζουμε σιγά-σιγά, με σχοινί, μέσα στη θάλασσα. Ο δίσκος αυτός έχει διάμετρο 25-30cm. Παρά του ότι δείχνει πολύ εμπειρική μέθοδος, το ‘βάθος Secci’, όπως  επικράτησε να ονομάζεται το βάθος εξαφάνισης του δίσκου μέσα στο νερό, αποτελεί την πιο διαδεδομένη μέθοδο παρατήρησης. Ενδεικτικά αναφέρουμε ότι καθαρά νερά στην ανοικτή θάλασσα δίνουν ένα βάθος Secci 15-20m, νερά σε κόλπους 1.5m-3m, ενώ σε εκβολές ποταμών δεν είναι ασυνήθιστο ένα βάθος εξαφάνισης 0.2- 0.7m (Σχήμα 4.28). 

 

         4.8.4.3 Μέτρηση του χρώματος της θάλασσας

Η μέτρηση του χρώματος της θάλασσας συνίσταται στη μέτρηση της έντασης της αναδυόμενης από το νερό φωτεινής ακτινοβολίας στα διάφορα μήκη κύματος. Οι μετρήσεις αυτές απέκτησαν μεγαλύτερη σημασία με τη διάδοση των δορυφόρων που καταγράφουν εικόνες της θάλασσας σε διάφορες φασματικές ζώνες (κόκκινο, πράσινο, μπλε, κοντινό υπέρυθρο κ.λ.). 

Τα όργανα με τα οποία πραγματοποιούνται οι μετρήσεις του χρώματος της θάλασσας στο πεδίο ονομάζονται φασματικά φωτόμετρα και είναι δυνατόν να μετρούν σε κάθε μήκος κύματος (συνεχούς φάσματος) ή σε ομαδοποιημένα μήκη (φασματικές ζώνες). Τα δεύτερα είναι πιο διαδεδομένα γιατί συνήθως χρησιμοποιούνται για μετρήσεις επαλήθευσης πεδίου των καταγραφών από τα αντίστοιχα αισθητήρια των δορυφόρων. Το χρώμα της θάλασσας μπορεί επίσης να εκτιμηθεί και εμπειρικά με μία σειρά από αριθμημένα φιαλίδια σύμφωνα με την κλίμακα Forrel που περιέχουν χρωματιστό υγρό. Τα φιαλίδια αυτά τα κοιτάμε με φόντο τη θάλασσα ώσπου να διαπιστώσουμε πιο απ’ όλα  ταιριάζει  με το χρώμα της θάλασσας.

Η μεταβολή του χρώματος του νερού από τα αιωρούμενα ιζήματα των ποταμών όχι μόνο επιτρέπει τη χαρτογράφηση των περιοχών μεταφοράς των φερτών υλών, αλλά μπορεί να χρησιμοποιηθεί σαν ιχνηλάτης για την αποτύπωση των ρευμάτων.

Μετρήσεις του χρώματος της θάλασσας από δορυφόρους αποκαλύπτουν στοιχεία για την ποιότητα των νερών, την κατανομή του φυτοπλαγκτού, κ.α. Η μεγάλη έκταση που καλύπτουν οι δορυφορικές εικόνες επιτρέπουν την ασφαλή χαρτογράφηση επιφανειακών φαινομένων, όπως εξάπλωση των γλυκών και θολερών νερών ενός ποταμού σε μια παράκτια περιοχή (σχήμα 4.29), αλλά και την παρακολούθηση της εξέλιξης μιας καταστροφής π.χ. εξάπλωση της ρύπανσης από ένα ναυάγιο.

Σε μια δορυφορική εικόνα, η κάθε φασματική ζώνη περιέχει πληροφορίες που προέρχονται από ένα διαφορετικό ‘πακέτο’ επιφανειακού νερού, γιατί η διείσδυση του φωτός μέσα στο νερό όπως είδαμε προηγουμένως εξαρτάται από το μήκος κύματος. Έτσι σε καθαρά νερά, στη φασματική ζώνη του πράσινου για παράδειγμα, η πληροφορία που περιέχεται είναι από τα πρώτα 10-15m. Στο κόκκινο, είναι από τα 2-5m και στο κοντινό υπέρυθρο μόλις από 0.5m. Η σχέση αυτή μεταβάλλεται καθώς τα νερά γίνονται θολερά, και η ‘διείσδυση’ του φωτός γίνεται σε πολύ μικρότερο βάθος. Ένα διάγραμμα που περιγράφει ενδεικτικά τη σχέση αυτή είναι στο σχήμα 4.30. Η κατανόηση του ρόλου του ‘βάθους διείσδυσης’ της κάθε φασματικής ζώνης στο νερό και η μεταβολή αυτού του βάθους από τη θολερότητα του νερού, είναι σημαντική για την ερμηνεία δορυφορικών εικόνων. Στην πράξη, αν έχουμε νερά με ισχυρή στρωμάτωση, για την ίδια θέση,  η κάθε φασματική ζώνη περιέχει διαφορετικές πληροφορίες, γιατί προέρχονται από διαφορετικό ‘πακέτο’ νερού.

 

 

 

 

 

 

1. ΕΙΣΑΓΩΓΗ 

1.1 Γενικά 

1.2 Περιληπτική ιστορία των αρχικών σταδίων δημιουργίας του πλανήτη Γη.  Που βρέθηκε το νερό των ωκεανών;

 

2. ΓΕΩΓΡΑΦΙΑ ΤΗΣ ΥΔΡΟΣΦΑΙΡΑΣ 

2.1 Ωκεανοί και Θάλασσες.

2.2 Γεωγραφικά όρια των Ωκεανών 

2.3 Διαστάσεις των ωκεανών 

2.4 Βαθυμετρικά Χαρακτηριστικά 

2.5 Ορισμοί υποθαλάσσιων μορφολογικών χαρακτηριστικών 

3. ΓΕΩΜΟΡΦΟΛΟΓΙΑ ΤΟΥ ΥΠΟΘΑΛΑΣΣΙΟΥ ΧΩΡΟΥ 

3.1 Εισαγωγή 

3.2 Ηπειρωτικά Περιθώρια (Γενικά χαρακτηριστικά) 

3.2.1  Περιθώρια Ατλαντικού Τύπου 

3.2.2  Περιθώρια  Ειρηνικού Τύπου 

3.2.3 Μορφολογικά χαρακτηριστικά Ηπειρωτικών Περιθωρίων 

3.2.4 Μορφολογικά χαρακτηριστικά βαθιάς ωκεάνιας λεκάνης 

4.  ΦΥΣΙΚΟΧΗΜΙΚΑ ΧΑΡΑΚΤΗΡΙΣΤΙΚΑ ΤΟΥ ΝΕΡΟΥ 

4.1 Φυσικοχημικά χαρακτηριστικά του καθαρού νερού  

4.2 Χημική σύσταση του θαλασσινού νερού  P

4.3 Προέλευση της αλατότητας 

4.4 Σύντομη αναφορά στο βιογεωχημικό κύκλο 

4.5 Χρόνος παραμονής 

4.6 Θερμοκρασία και Αλατότητα του Θαλασσινού Νερού 

4.6.1 Υπολογισμός της αλατότητας 

4.6.2. Γεωγραφική κατανομή της θερμοκρασίας στην επιφάνεια της θάλασσας  P

4.6.3. Κατακόρυφη κατανομή της θερμοκρασίας 

4.6.4. Επίδραση της πίεσης στη θερμοκρασία  «in situ» και «ανηγμένη» ή «δυνητική»  θερμοκρασία   

4.6.5. Γεωγραφική κατανομή της αλατότητας στην επιφάνεια της θάλασσας 

4.6.6. Κατακόρυφη κατανομή της αλατότητας 

4.6.7. Όργανα και Μέθοδοι Μετρήσεων 

4.6.8. Μετρήσεις θερμοκρασίας 

4.6.9. Μέτρηση της αγωγιμότητας 

4.6.10 Μετρήσεις της πίεσης (βάθους)

4.7. Ο Ήχος στο Νερό 

4.7.1 Διάδοση του Ήχου στο Νερό 

4.7.2 Εξασθένιση του ήχου στο νερό 

4.7.3 Ηχοβολιστικές συσκευές 

4.7.3.1 Βυθόμετρα 

4.7.3.2 Ηχοβολιστικά πλευρικής σάρωσης 

4.7.3.3 Ακουστικοί Τομογράφοι υποδομής πυθμένα 

4.8 Το φως στο νερό 

4.8.1 Διάδοση του φωτός στο νερό 

4.8.2 Το ηλιακό φως στη θάλασσα 

4.8.3 Το χρώμα της θάλασσας 

4.8.4 Μετρήσεις των οπτικών χαρακτηριστικών του νερού 

5.  ΠΥΚΝΟΤΗΤΑ ΤΟΥ ΘΑΛΑΣΣΙΝΟΥ ΝΕΡΟΥ - ΘΑΛΑΣΣΙΕΣ ΜΑΖΕΣ

5.1 Καταστατική Εξίσωση,  συντελεστές σ_t, και σ_θ

5.2 Θαλάσσιες μάζες 

5.3 Στατική σταθερότητα των θαλασσίων μαζών 

6.  ΩΚΕΑΝΙΑ ΚΥΚΛΟΦΟΡΙΑ - ΘΑΛΑΣΣΙΑ ΡΕΥΜΑΤΑ 

6.1 Γενικά 

6.2 Ρεύματα με τριβή 

6.2.1 Ανεμογενή ρεύματα - Σπιράλ του Εκμαν.

6.2.2 Το φαινόμενο της Άντλησης (upwelling)

6.1 Ρεύματα χωρίς τριβή 

6.3.1 Γεωστροφικά ρεύματα 

6.3.2 Ρεύματα αδράνειας 

6.4 Γενικά χαρακτηριστικά της παγκόσμιας ωκεάνιας κυκλοφορίας 

6.5 Ενίσχυση των ρευμάτων στα δυτικά περιθώρια των ωκεάνιων λεκανών 

6.6 Η θερμόαλος κυκλοφορία 

6.7 Η παγκόσμια ζώνη μεταφοράς (conveyor belt) 

7.  ΚΥΜΑΤΑ 

7.1 Γενικά 

7.2 Η θεωρία του Airy 

7.3 Η θεωρία του Stokes 

7.4 Θεωρία των Μεμονωμένων Κυμάτων (Solitary Waves) 

7.5 Θραύση των Κυμάτων 

7.6 Διάθλαση των Κυμάτων 

8.  ΠΑΛΙΡΡΟΙΕΣ   

8.1 Γενικά 

8.2 Οι Αστρονομικές δυνάμεις που δημιουργούν τις παλίρροιες.

8.2.1 Οι Εφελκυστικές Δυνάμεις (Tractive Forceς)

8.2.2 Επίδραση της περιστροφής της Γης γύρω από τον άξονά της.

8.2.3 Άλλες επιδράσεις αστρονομικών κινήσεων 

8.3 Η δυναμική θεώρηση των παλιρροιών.

8.4 Παλίρροιες σε περιφερειακές θάλασσες και κόλπους 

8.5 Μετρήσεις των παλιρροιών 

8.6 Πρακτικές περιβαλλοντικές εφαρμογές της παρακολούθησης της στάθμης της θάλασσας.