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 105ο (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.

Σχήµα 4.1. Σχηµατική παράσταση του µορίου του νερού.

2

2

Η εµφάνιση του µέγιστου της πυκνότητας στους 4ο 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.

Σχήµα 4.2. Σχηµατισµός αλυσίδων µε δεσµούς υδρογόνου στα µόρια του νερού.

3

3

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. 20ο 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 100οC. 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 4οC) 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 0.1οC 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. ∆ιαλυτική 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.

4

4

∆ιηλεκτρική 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

ΣΥΓΚΕΝΤΡΩΣΗ 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

∆ισανδρακικά 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. ∆ηλαδή 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

5

5

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.

∆εν 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 350ο 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.

6

6

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

Σχήµα 4.3. Ο Βιογεωχηµικός κύκλος.

7

7

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:

Ποσότητα του στοιχείου στους ωκεανούς Χρόνος παραµονής = ----------------------------------------------------------------------------------------------------------------- ρυθµός µε τον οποίο το στοιχείο προστίθεται ή αποµακρύνεται από τους ωκεανούς

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

8

8

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

Σχήµα 4.4. Ο Υδρολογικός κύκλος.

9

9

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 ∆ιεθνές 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 0.02ο/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:

Spsu = a0 + a1K151/2 + a2K15 + a3K153/2 + a4K152 + a5K155/2

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

a0=-0.008 a1=-0.1692 a2=25.3851

10

10

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 15ο 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 0.001ο/οο. Αντίθετα, η µεταβολή της θερµοκρασίας στους ωκεανούς είναι πολύ µεγαλύτερη, περίπου 1ο 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. ∆ηλαδή 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 ∆εκέµβριο 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, 40ο βόρεια και νότια του ισηµερινού. Βορειότερα από τις 40ο, η ανατολική πλευρά των λεκανών τείνει να γίνει θερµότερη από την δυτική.

11

11

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 2ο C. Το ετήσιο θερµοµετρικό εύρος είναι µεγάλο (>5ο 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.).

Σχήµα 4.5. Κατανοµή της επιφανειακής θερµοκρασίας στην των ωκεανών την θερινή και την χειµερινή περίοδο.

12

12

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.

Σχήµα 4.7. Μέσος όρος θερµοκρασιακών ανωµαλιών για τον 10/97.

Σχήµα 4.6. Ετήσιο θερµοµετρικό εύρος.

13

13

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 +5ο 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 5ο- 8ο C. Αντίθετα, στη Μεσόγειο και στο Αιγαίο στα αντίστοιχα βάθη, η θερµοκρασία είναι της τάξης των 12ο -13ο C.

14

14

Στο Αιγαίο, τους θερινούς µήνες, αναπτύσσεται έντονο θερµοκλινές, µε τα επιφανειακά νερά σε υψηλές θερµοκρασίες 23-28ο 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

Σχήµα 4.8. Κατανοµή θερµοκρασίας µε το βάθος σε µικρά, ενδιάµεσα και µεγάλα γεωγραφικά πλάτη.

15

15

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.

Σχήµα 4.9. Κατανοµή θερµοκρασίας µε το βάθος το χειµώνα και το καλοκαίρι στο Αιγαίο.

16

16

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 ϑ.

Αν για παράδειγµα πάρουµε ένα δείγµα σε βάθος 4000m όπου το νερό έχει «in situ» θερµοκρασία 5.0ο 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 4.56ο 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

Σχήµα 4.10. Εποχιακή κατανοµή θερµοκρασίας για διάφορα βάθη στο Αιγαίο.

17

17

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 ϑ, τότε βλέπουµε να υπάρχει κανονική ελάττωσή της µε το βάθος και τα βαθύτερα νερά είναι τα ψυχρότερα (σχήµα 4.11).

Σχήµα 4.11. “In situ” και ανηγµένη θερµοκρασία στην τάφρο των Μαριάννων.

18

18

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 (8οΒ), δύο µέγιστα στις υποτροπικές περιοχές (25ο Β και Ν) και δύο ελάχιστα στα µεγάλα γεωγραφικά πλάτη (60ο 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 33ο/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 10ο/οο

Σχήµα 4.12. Χάρτης παγκόσµιας κατανοµής της αλατότητας των επιφανειακών νερών των ωκεανών.

19

19

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 ).

Σχήµα 4.13. Κατανοµή της αλατότητας και της διαφοράς εξάτµισης µείον κατακρηµνίσµατα από το Βόρειο ως το Νότιο ηµισφαίριο.

20

20

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 .

Σχήµα 4.14. Κατανοµή της αλατότητας µε το βάθος.

21

21

Σχήµα 4.15. Συσκευή CTD (µετρά αγωγιµότητα, θερµοκρασία και βάθος).

22

22

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

Σχήµα 4.16. Το τηλεµετρικό σύστηµα ATLAS.

23

23

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 ±0.02οC.

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 25ο C). Η ακρίβειά τους όµως δεν ξεπερνά τους 0.05ο C. Αντίθετα η χρήση του θερµίστορ επιτρέπει ακριβείς µετρήσεις, της τάξης του 0.001ο C, που είναι απαραίτητες σε µελέτες των βαθιών ωκεάνιων νερών µε πολύ

Σχήµα 4.17. Αντιστρεφόµενα θερµόµετρα.

24

24

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.

Σχήµα 4.18. Σχηµατική αναπαράσταση βαθυ-θερµογράφου.

25

25

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 (-273ο C). Η ακτινοβολία αυτή η οποία καθορίζεται από τη σχέση του Plank για το µαύρο σώµα είναι:

F.

e.λ

λλ=

×

−⎛⎝⎜

⎞⎠⎟

−374 10

1

6

50 114Τ

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 ελ ο οποίος είναι:

ελλ

λ

=FFw

όπου Fwλ είναι η θερµική ακτινοβολία του νερού και Fλ του µαύρου σώµατος. Από τις δύο σχέσεις, αν µετρηθεί η ακτινοβολία του νερού και

Σχήµα 4.19. Βαθυθερµογρά-φος µιας χρήσεως (XTB).

26

26

γνωρίζοντας τον συντελεστή ελ, 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 ±0.6ο Κ, η ακρίβεια είναι ±0.1ο 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%.

27

27

4.7. Ο Ήχος στο Νερό

4.7.1 ∆ιάδοση 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:

ρKC =

ή βρ1

=C

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

28

28

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

Σχήµα 4.20. Κατανοµή της ταχύτητας του ήχου µε το βάθος (c) σε σχέση µε την κατανοµή της θερµοκρασίας και της αλατότητας µε το βάθος (a).

29

29

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 = Io 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:

0

logIIdB =

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:

30

30

2tCZ ⋅

=

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)

Σχήµα 4.22. Σχηµατική αναπαράσταση ηχοεντοπισµού για την µέτρηση του βάθους του πυθµένα.

Σχήµα 4.21. Ηχοβολιστική συσκευή (sonar). Στη δεξιά ένθετη φωτογραφία φαίνεται βυθόµετρο µαζί µε GPS εγκατεστηµένο σε σκάφος για συλλογή βυθοµετρικών δεδοµένων για κατασκευή χαρτών.

31

31

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 90ο 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

Σχήµα 4.23. Τρόπος σχηµατισµού της ψευδοτρισδιάστητης εικόνας του πυθµένα από ηχοβολιστικά πλευρικής σάρωσης.

32

32

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 Cs στα ιζήµατα:

2tCd s ⋅=

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.

33

33

Σχήµα 4.24. Κατακόρυφη τοµή ιζηµάτων µε ηχοβολιστική συσκευή υποδοµής πυθµένα.

34

34

Σχήµα 4.25. Ηχοβολιστική συσκευή υποδοµής πυθµένα και λεπτοµέρειες από καταγραφές στο Αιγαίο. Ανω: λεπτοµέρεια από λεκάνη νότια της Σαντορίνης Κάτω: τοµή στην καλδέρα της Σαντορίνης. (Στην ένθετη έγχρωµη φωτογραφία φαίνεται η ρυµουλκούµενη τορπίλη που περιέχει την ηχητική συσκευή και τα υδρόφωνα).

35

35

4.8 Το φως στο νερό

4.8.1 ∆ιάδοση 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 = Io 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 α και σκέδασης β:

c= α + β Ο συντελεστής απορρόφησης α είναι το άθροισµα τριών επιµέρους συντελεστών ως εξής:

α = αw + αp + αy όπου: αw : ο συντελεστής απορρόφησης των µορίων του νερού αp : ο συντελεστής απορρόφησης των αιωρουµένων ιζηµάτων αy :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 β είναι το άθροισµα δύο επιµέρους συντελεστών : β = βw + βp

όπου : βw : ο συντελεστής σκέδασης των µορίων του νερού. βp : ο συντελεστής σκέδασης των αιωρουµένων ιζηµάτων.

Ο συντελεστής σκέδασης των µορίων του νερού βw είναι πολύ µικρός σε σχέση µε το συντελεστή των αιωρουµένων σωµατιδίων βp. 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

36

36

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

Σχήµα 4.26. Φασµατική κατανοµή του συντελεστή εξασθένισης και του συντελεστή σκέδασης του φωτός σε διαφόρους τύπους νερών.

37

37

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.

38

38

Σχήµα 4.27. Εξασθένιση της ηλιακής ακτινοβολίας στα διάφορα βάθη µέσα στο νερό.

39

39

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).

40

40

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 50ο-60ο. 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).

41

41

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.

Σχήµα 4.28. Ο δίσκος του Secci.

42

42

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

Σχήµα 4.29. Επεξεργασµένη δορυφορική εικόνα όπου φαίνονται τα θολά, πλούσια σε αιρούµενα ιζήµατα, νερά του Αξιού και του Αλιάκµονα που εκβάλλουν στο Θερµαϊκό κόλπο (κόκκινο: υψηλή περιεκτικότητα σε αιωρούµενα ιζήµατα).

43

43

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.

Σχήµα 4.30. Βάθος διείσδυσης τριών φασµατικών ζωνών σαν συνάρτηση της περιεκτικότητας του νερού σε αιωρούµενα ιζήµατα .