3. fejezet - Az óceánok vizének fontosabb fizikai tulajdonságai

Tartalom

3.1. A hőmérséklet, a sótartalom és a sűrűség – a világóceán vizének alapvető fizikai állapothatározói
3.1.1. Háromdimenziós hőmérséklet-eloszlás a világóceánban
3.1.2. Háromdimenziós sótartalom-eloszlás a világóceánban
3.1.3. Háromdimenziós sűrűség- és potenciális hőmérséklet-eloszlás a világóceánban
3.2. Fény- és hangterjedés az óceán vizében
3.2.1. A világóceán optikai jellemzői
3.2.2. A világóceán akusztikai jellemzői

3.1. A hőmérséklet, a sótartalom és a sűrűség – a világóceán vizének alapvető fizikai állapothatározói

Amint az a környezeti alrendszerek (légkör, földkéreg, földköpeny stb.) fizikai-dinamikai jellegű jellemzésében szokásos, az óceánok esetében is a mozdulatlannak feltételezett közeg fizikai jellemzőivel foglalkozunk előbb, s csak ezután térünk át a közeg mozgásformáinak, dinamikájának elemzésére. Ez természetes is, hiszen a mozgásformák gyakran kapcsolatban vannak a mozdulatlan közeg fizikájával, sőt az ott uralkodó fizikai feltételek következményeként jönnek létre. Például a légkörben alapvetően annak összenyomhatósága miatt jönnek létre mind a konvektív (függőleges irányú kicserélődést biztosító), mind pedig a makrocirkulációs (trópusi légkörzés – Hadley-cella, mérsékeltövi nagy légörvények – ciklonok és anticiklonok) mozgásformák.

A légkör két legfontosabb állapothatározója ezért a hőmérséklet és a légnyomás. A légköri mozgásrendszereket a hőmérsékleti és nyomáskülönbségek által létrehozott sűrűségkülönbségek irányítják: ezért is hívják őket termobárikus (hőmérsékleti-nyomási) rendszereknek. Ezzel szemben az óceán vizében – mivel a víz lényegében összenyomhatatlan, tehát nyomása csak igen kis mértékben tér el a hidrosztatikai nyomástól – a két legfontosabb állapothatározó a hőmérséklet és a sótartalom, mivel ezek hozzák létre azokat a kicsinynek tetsző, de mégis létfontosságú sűrűségkülönbségeket, amelyek döntő részben felelősek az óceáni áramlatok kialakulásáért. Ezért nevezik az óceán áramlási rendszereit termohalin (hőmérsékleti-„sóssági”) cirkulációnak.

Méréstechnikailag a sűrűség közvetlen mérése mind a világóceánban, mind pedig a légkörben nehézségekbe ütközik, ezért a termodinamikailag azt meghatározó hőmérséklet- és sótartalom- (szalinitás-) illetve nyomás-eloszlásokat mérik.

Még egy inkább természetfilozófiai, mint fizikai gondolat: a mért mezők mindkét közeg esetében okai és következményei is a közegekben zajló mozgásoknak, így egy dinamikus egyensúlyi állapotot tükröznek, amely állandóan – és általában nem előrejelezhetően –változik.

3.1.1. Háromdimenziós hőmérséklet-eloszlás a világóceánban

A napsugárzás a világóceánt – természetes módon – felülről melegíti, az óceánfelszín és egy igen vékony, néhányszor 10 m vastagságú vízréteg nyeli el a teljes rövidhullámú sugárzási energia-bevételt (inszolációt). Tudjuk, hogy a légkör – paradox módon – alulról, a földfelszínről kapja a rövidhullámú sugárzási bevétel döntő részét, hiszen a sokkal (10-3–10-4-szer) ritkább levegő csak kevés napsugárzást tud elnyelni. Ha a légkört Immanuel Kant nyomán alulról melegített vizesfazékként modellezzük, akkor az óceánt feje tetejére állított vizesfazékként kellene tekintenünk. A felülről történő melegítés következménye, hogy a felső, melegebb vízréteg sűrűsége csökken és hidrosztatikailag stabil hőmérsékleti rétegződés alakul ki. Ilyen feltételek mellett egy homogén sótartalmú és mozdulatlan óceánban alig, vagy egyáltalán nem lenne keveredés a napsugárzás által fűtött felső és a hidegebb alsó rétegek között. A szél keltette hullámzás és turbulencia, valamint a felszíni vízhőmérséklet és a szalinitás változásai azonban mégis képesek eléggé intenzív keveredést létrehozni ebben a metastabil környezetben. A szél nemcsak hullámokat kelt az óceánfelszínen, hanem az általa közölt mechanikai energia disszipációjával egy 100–200 m vastag határréteget hoz létre az óceánfelszín alatt, ahol – a légkör planetáris határrétegéhez hasonlóan – intenzív turbulens momentum-szállítás folyik, s ez állandóan átkeveri e réteget, a mélyebb szintekre transzportálja a hőt (mint passzív karakterisztikát). A másik hatás a szenzibilis hőcsere, ami akkor áll elő, ha – főként a mérsékelt és hideg égövekben – a felszíni víz annyira lehűl, hogy sűrűbbé válik, mint a határréteg alján található víz. Ez esetben a hidrosztatikai stabilitás felborul, és a légkörhöz hasonló konvektív mozgások jönnek létre. Ezek jelentősége azonban nem túl nagy a légkörhöz képest. A harmadik – az óceánra specifikus és fontos szerepet is játszó mechanizmus, amely az előbbivel ellentétben főként a trópusi és szubtrópusi övekben játszik szerepet – a sótartalom, v. szalinitás változása a felszínről történő párolgás miatt. Főleg a szinte állandóan napsütéses leszálló légáramlású zónákban, a 20º–40º szélességi körök között mindkét félgömbön, igen erős a párolgás, és mivel édesvíz párolog el, a felszíni víz sótartalma erősen megnövekszik, sűrűségével együtt. Ez ismét csak a hidrosztatikai stabilitás megbomlását idézi elő: a felszíni és a mélységi víz a konvekció egy speciális formája, az ún. só-ujjak kialakulása formájában cserélődik ki.

A fent említett keveredési folyamatok a világóceán felszínközeli határrétegére jellemzőek, tehát nem érintik a mélyóceánt. Később szót ejtünk majd a mélyóceánt is érintő nagytérségű vízsüllyedési folyamatokról is, melyek energiája (pontosabban energiasűrűsége) sok nagyságrenddel nagyobb.

Ezek után térjünk át a világóceán hőmérsékleti viszonyainak ismertetésére, figyelembe véve, hogy a hőmérséklet minden pontban az ott uralkodó energiamérleget tükrözi, melyben a rövid- és hosszúhullámú sugárzási áramok, a vízbe és a légkörbe irányuló szenzibilis és utóbbi esetben latens (párolgási) hőáram, valamint a vízszintes irányú hőmérsékleti advekció szerepelhetnek.

A tengerfelszín hőmérséklete (sea surface temperature, SST) a legtöbb hatásnak kitett, térben és időben leginkább változékony hőmérsékleti jellemzője a világóceánnak. A tengerfelszín hőmérsékletet is meghatározó mérlegegyenlet – egységnyi felszínre – a következő alakú:

ahol:

  • S – inszoláció, vagy rövidhullámú besugárzás,

  • a tengerfelszín albedója,

  • F =σT4 – tengerfelszín hosszúhullámú kisugárzása (Stefan–Boltzmann törvény), ahol σ a Stefan–Boltzmann-állandó, T pedig a felszín hőmérséklete Kelvinben

  • H – szenzibilis hőáram a levegőbe,

  • LE – latens (párolgási) hőáram a levegőbe,

  • D – (turbulens és konvektív) szenzibilis hőáram az óceán mélyebb rétegeibe.

A tengerfelszín hőmérséklete – szerencsénkre –, hiszen igen sok információt tartalmaz az óceán és a légkör közötti, valamint az óceán felszíni rétegén belüli hőcsere folyamatokról, a műholdas mérési technikának köszönhetően ma a legjobban mérhető hőtani jellemzője a világóceánnak. Körülbelül 20 éve készülnek több-kevesebb rendszerességgel globális SST térképek (3.1., 3.2. ábra), 10 éve pedig – a meteorológiai gyakorlathoz hasonlóan – napi operatív rezsimben is készítik és terjesztik e térképeket (3.3. ábra), melyek a közép- és hosszú-távú időjárás-előrejelzésnek, a tengeri meteorológiának és az oceanológiának is fontos segédeszközei.

Évi átlagos tengerfelszín-hőmérsékleti (SST) térkép

3.1. ábra. Évi átlagos tengerfelszín-hőmérsékleti (SST) térkép a Világóceán Atlasza (2005) c. kiadványból (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/f/fe/WOA05_sea-surf_TMP_AYool.png)

A legkorábban készített műhold egységek egyikeként, a Terra műhold MODIS egysége 2000-ben készítette tengerfelszín-hőmérsékleti térképét

3.2. ábra. „Korai” műholdas tengerfelszín-hőmérséklet térkép, melyet a Terra műhold MODIS egysége készített 2000-ben (Forrás: http://eoimages.gsfc.nasa.gov/images/imagerecords/54000/54435/MODIS1000059_md.gif)

Több műhold adatainak felhasználásával készült operatív műholdas SST térképek (2010. március 13–14.)

3.3. ábra. Napjainkban készült operatív műholdas SST térképek (két egymást követő napról), melyeket több műhold adatainak felhasználásával állítanak össze és naponta frissítenek. (Forrás: http://weather.unisys.com/surface/sfc_daily.php?plot=ssd&inv=0&t=cur&inv=0)

Mint a képeken látható, a hőmérsékleti adatok –1,84 ºC és +31,1 ºC közé esnek, ezek a sokévi átlagra is jellemző értékek. Zárt tengerrészeken, mint pl. a Vörös-tenger vagy a Perzsa-öböl, +33 ºC körüli értékek is előfordulnak. Jól látható – a déli félgömb őszén – a Csendes-óceán egyenlítői övezetének nyugati részén és az Indiai-óceán egyenlítői övezetében felhalmozódott óriási melegvíz-tömeg. Ezt a keleti irányú Egyenlítői-áramlat Afrika keleti partjának sodorja, melyet az Agulhas-fok[3] térségében ér el. Az áramlás itt olyan erejű, hogy a világon egyedülálló módon az áramlás megfordul, létrehozva a híres Agulhas-retroflexiót (fordulatot), majd az Agulhas-ellenáramlat formájában a víz egy része visszatér az Indiai-óceánba.

Az SST – a víz nagy hőkapacitása miatt – a légköri állapothatározóknál sokkal lassabban változik: napi változásai jelentéktelenek, de évszakos skálán már jelentős változások zajlanak le. A maximális évi SST ingás az északi félgömbön a 40–45ºÉ, a déli félgömbön pedig a 30–40ºD szélességi körök közé esik. Értéke az Északi-Csendes-óceánon 9–10 ºC, az Észak-Atlanti-óceánon 8–9 ºC, a déli félgömbön azonban csak 5–6 ºC. Ez a kontinensek hűtő, illetve fűtő hatásával magyarázható, mely az északi félgömbön nyilvánvalóan nagyobb. Az északi félgömb mérsékelt övében az év során a legmagasabbvízhőmérsékletek augusztusban, alegalacsonyabbak pedig februárban fordulnak elő. A hőmérsékleti ingás a kontinensek keleti partvidéke mentén elterülő óceán-részeken a legnagyobb, mivel télen ezek hűlnek le legjobban (Szibéria, Labrador), s a hideg levegő kiáramlásával (ez a nyugati szelek övezete) a környező óceán vizét is lehűtik.

Amint az a bemutatott napi képeken (3.3. ábra) is jól látszik, a világóceánban is vannak a légköri időjárási frontokhoz hasonló éles átmeneti zónák. Ilyen zóna indul pl. a Golf-áram „leválási pontja”, a Hatteras-fok közeléből, ahol az áramlat meleg vize találkozik a Labrador-áramlat igen hideg vizével (3.5. ábra). A két áramlat keveredése jelenős mértékű örvénylést és homokzátonyok kialakulását eredményezi e térségben. A frontálzóna – amelyet egyes források „arktikus frontnak” neveznek – Új-Fundland partjai közelében több ezer km hosszúságban nyúlik el.

A képen az Atlanti-óceánban található arktikus front rajza

3.5. ábra. A Golf áramlat és a Labrador áramlat találkozásánál kialakuló front. (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/0/0c/Cape_hatteras_1989.jpg/587px-Cape_hatteras_1989.jpg; http://www.eos.ubc.ca/courses/Dist-Ed/SyllabusImages/gulf_stream_modis_lrg.jpg)

A Csendes-óceánon hasonló, de lényegesen gyengébb front húzódik Japán keleti partvidékén, ahol a meleg Kuroshio- és a hideg Oyashio-áramlás találkozik. Igen érdekes frontálzóna még a világóceánban az „antarktikus front” (3.6. ábra), illetve „antarktikus konvergencia-zóna” az 50ºD szélességi kör közelében, ahol a déli mérsékelt övi meleg víz és az Antarktiszt körülfolyó hideg víz (antarctic circumpolar current, ACC) találkozik, kis távolságon belül 2–3 ºC SST ugrást eredményezve.

A térkép a déli féltekén található Antarktikus konvergencia-zóna elhelyezkedését ábrázolja

3.6. ábra. Antarktikus konvergencia-zóna (Forrás: http://seejanesblog.files.wordpress.com/2009/12/batch1antconv.jpg; http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/d8/Antarctica-Region.png/600px-Antarctica-Region.png)

A tengervíz-hőmérséklet mélységgel való változása (3.7. ábra) függ a földrajzi szélességtől. A különböző éghajlati övekben – a légkörhöz hasonlóan – jellegzetesen eltérő profilokat kapunk. Erről a tényről a légkörben is gyakran hajlamosak vagyunk megfeledkezni, és csak saját égövünk hőmérsékleti profiljával foglalkozunk. A trópusi öv és a mérsékelt égövek átlagos óceáni hőmérsékleti profiljai hasonló lefutásúak, míg a sarki tengerek esetében ez a profil eltérő sajátosságokat mutat.

Térjünk most át a világóceán háromdimenziós hőmérsékleti eloszlásának vizsgálatára.

Az ábra a tipikus hőmérsékleti profilokat szemlélteti a mélység függvényében a trópusokon, a mérsékelt szélességeken és a sarki övekben

3.7. ábra. Tipikus hőmérsékleti profilok a trópusokon, a mérsékelt szélességeken és a sarki övekben (Forrás: http://earthguide.ucsd.edu/virtualmuseum/Glossary_Climate/images/ocean_temp_profile.gif)

Ha megmérjük a világóceán vizének függőleges hőmérsékleti profilját, akkor – bármely helyen – három különböző réteget különböztethetünk meg. A legfelső réteg a 100–300 m vastagságú, közel egyenletes, vagy a mélységgel mérsékelten csökkenő hőmérsékletű keveredési réteg, amely a légkör felszínközeli rétegének felel meg, mivel itt az intenzív turbulens kicserélődés alakítja ki a hőmérséklet eloszlását. Ezután következik a mélységgel gyorsan csökkenő hőmérsékletű termoklin (gör., a.m. hőmérsékleti hajlat) réteg, ahol a felszínről történő hőszállítás hatása a mélységgel elenyészik. E réteg az 1000–2000 m-es mélységig tart. Alsó határán a hőmérséklet értéke ismét stabilizálódik és a mélység növekedésével közel izoterm marad, globálisan 2–4 ºC körüli értéken (azaz a profilok mindhárom övezetben ide konvergálnak). Ez a mélyóceán vízrétege. Ha most szemügyre vesszük a három égövben mutatkozó különbségeket, akkor a következőket mondhatjuk. A trópusi övben a legnagyobb a különbség a 20–30 ºC hőmérsékletű keveredési réteg hőmérséklete és a mélyóceán hőmérséklete között. A magas hőmérséklet miatt itt a legfejlettebb a turbulencia, és a keveredési réteg vastagsága itt a legnagyobb: 300 m körüli. A mérsékelt égövekben a keveredési réteg vízhőmérséklete 8–15 ºC körüli és erős évszakos ingást mutat. Ennek megfelelően nyáron fejlettebb e réteg és vastagsága 200 m körüli, míg télen összezsugorodik és csak mintegy 100 m mélységű. Nyáron e rétegben is nagy a hőmérsékleti gradiens (a mélységgel való hőmérséklet-csökkenés), amelyet szezonális termoklinnek nevezünk, megkülönböztetendő a fent említett állandó termoklintől. A 3.8. ábra egy szubtrópusi mérőállomás termoklin rétegének éves menetét mutatja be, amely mintegy átmenetet képez a trópusi és a mérsékelt égövi éves hőmérsékleti változás között. Egyébként arról is gyakran megfeledkezünk, hogy a Föld gömb alakja miatt a magasabb szélességeken a sarkok felé haladva a besugárzás és a tengerfelszín hőmérséklete sokkal gyorsabban csökken, mint a trópusokon: a napmagasság cosj függvénye, ahol j a földrajzi szélesség. Ennek megfelelően a fent elmondottak a mérsékelt övek tengereinek átlagos viszonyai, amelytől a különböző szélességeken és tengerekben nagy eltérések mutatkozhatnak (pl. Földközi-tenger versus Hudson-öböl). Végül a sarki tengerekben a keveredési réteg nyáron fejletlen, 20–50 m vastagságú, de hőmérsékleti profilja „normális” lefutású, télen viszont elfajul és a vízhőmérséklet a mélységgel nő. Különösen igaz ez a tengeri jéggel fedett részeken. A termoklin zóna szinte teljesen hiányzik, ezt egy enyhe inklinális (hajlat) helyettesíti.

Az ábrán a nyomás függvényében a hőmérséklet változása látható a keveredési réteg és az évszakos termoklin esetében 1989 novembere és 1990 szeptembere közötti időszakban a Bermudai Atlanti Idősor Állomáson

3.8. ábra. A keveredési réteg és az évszakos termoklin lefutása az 1989 novembere és 1990 szeptembere közötti időszakban a Bermudai Atlanti Idősor Állomáson (Bermuda Atlantic Time-series Station, BATS), a 31,8ºÉ, 64,1ºNy földrajzi koordinátákon, ami szubtrópusi-mérsékelt övi viszonyoknak felel meg. (A decibar egységű függőleges koordinátázás lényegében megegyezik a méter egységű koordinátázással.) (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-7.htm)

Az óceán hőmérsékletének a mélységgel és a földrajzi szélességgel való változásába talán a legjobb bepillantást akkor nyerhetjük, ha megvizsgáljuk a tengervíz hőmérséklet-eloszlásának azon meridionális-vertikális metszetét, amelyet a Hawaii-szigetek fővárosa, Honolulu délköre (157º49’Ny) mentén készítettek. Az egyetlen tengerszint feletti pont a térképen Oahu szigetének felel meg – Honolulu földrajzi szélessége 21º18’É – tehát a kontinensek „zavaró” hatásától mentes képet tükröz a Csendes-óceán medencéjéről. Észak felé a tartományt Alaszka, dél felé pedig az Antarktisz határolja, ezért nem teljes. Sajnos ezt az ábrát jegyzetünkben szerzői jogvédelmi okokból nem áll módunkban közölni.

Foglalkozzunk először a felső 1000 m-es réteg hőmérsékleti viszonyaival (felső ábrarész). A trópusi területeken a felszínhez közeli ritkább izoterma-tartomány a jól fejlett keveredési rétegre utal. Az ez alatt fekvő sűrű izotermájú, azaz gyors hőmérsékletváltozású réteg a keveredési réteg alsó és a termoklin réteg felső szintjeit foglalja magában. Látható, hogy ez a réteg a sarkok felé haladva gyorsan közelít a felszínhez és a 40ºD, illetve az 50ºÉ szélességeken el is éri azt. Az Antarktiszhoz közeledve jól látható a termoklin elfajulása a 60ºD körül függőleges izotermák formájában (ez az ACC hatása is), majd az egész rétegződés elfajulása, illetve sarki rétegződéssé való átalakulása, ahol a –1,6 ºC hőmérsékletű leghidegebb vizek a felszín közelében találhatók. Látható, hogy a réteg alján átlagosan már mindenütt +4 ºC körüli értékek lépnek fel, melyet emiatt (és mivel ez az édesvíz sűrűségi maximum-pontja) régebben a mélyóceán egységes hőmérsékletének véltek.

Az ábra alsó része az, ami meglepő lehetne számunkra, ha a korábbiakból nem tudnánk, hogy a 3,5% sótartalmú (átlagosan 1025 g/cm3 sűrűségű) tengervíz sűrűségi maximumpontja a fagyáspontja, azaz –1,9 ºC, tehát nem viselkedik „rendellenesen”, mint az édesvíz. Így teljesen világos, hogy miért van a leghidegebb, kb. +1,4 ºC hőmérsékletű víz a mélyóceán fenekén. Látjuk, hogy a mélyóceánban a víz mélységgel való hűlése már igen lassú: 2000 m mélységben átlagosan +2,5 ºC, 3500 m mélységben pedig átlagosan +1,6 ºC hőmérséklet uralkodik, tehát ezer méterenként csak tizedfokokat változik az átlagos vízhőmérséklet. Mindez igaz az egész óceáni medencére, kivéve az Antarktiszt körülvevő vizekre. Ott sokkal hidegebb víz van a mélyben is, +0,5 ºC minimum hőmérséklettel, ami erős függőleges irányú „lekeverés” jelenlétére látszik utalni. Ez a lekeverési mechanizmus a tengeráramlások talán legfontosabb mozgatója, felfedezése a XX. század végének egyik legnagyobb tudományos eredménye. A későbbiekben részletesen foglalkozunk vele.

Hasonló képet mutat az Atlanti-óceán észak-déli „tengelyén”, a 25ºNy hosszúsági körön felvett meridionális-vertikális metszet is (3.9. ábra), még hidegebb mélyóceáni vizekkel, és Grönland partvidéke mentén egy olyan hatalmas hidegvíz „vízesés”-sel a felszín és a mélyóceán között, amelynek párja a Csendes-óceánon sehol sem található meg, és amely a globális óceáni vízkörzés egyik legfontosabb „hajtómotorja”: a Dánia-szorosban zajló vízsüllyedéssel.

Az ábrán a mélység függvényében a 25ºNy hosszúsági kör mentén az Atlanti-óceán hőmérséklet-eloszlásának meridionális metszete látható

3.9. ábra. Az Atlanti-óceán hőmérséklet-eloszlásának meridionális-vertikális metszete a 25ºNy hosszúsági kör mentén (Forrás: http://sam.ucsd.edu/sio210/gifimages/A16_THETA.gif)

3.1.2. Háromdimenziós sótartalom-eloszlás a világóceánban

Azt mindenki tudja, hogy a világóceán vize, azaz a tengervíz sós. Azt azonban már jóval kevesebben, hogy a sótartalom – a hőmérséklethez hasonlóan – mind horizontális, mind vertikális irányban változik, és azt még kevesebben, hogy e változásoknak, a hőmérsékletváltozásokkal együtt igen fontos szerepük van az óceán különböző mozgásformáinak kialakításában.

A tengervíz átlagosan 35‰ sótartalma a tengeri élőlényeknek – amelyek a bioszféra túlnyomó részét alkotják – is alapvető létfeltétele: egy hirtelen nagyobb mértékű sótartalom-változás a tengeri bióta azonnali csaknem teljes kipusztulásához vezetne, elsősorban a szervezeten belüli és kívüli víz oldatnyomása, vagy ozmotikus nyomása között előálló különbség miatt. Sósabb vízben az élőlények összeszáradnának (víz kidiffundálás), míg kevésbé sós vízben felvizenyősödnének (víz bediffundálás). Szerencsére ennek jelenlegi ismereteink szerint kicsi a veszélye: a tengervíz sókoncentrációja az elmúlt 1,2 milliárd évben nem, vagy alig változott. A világóceán vizének sótartalma – az egész víztömeget tekintve – térben is eléggé homogén. Teljes víztömegének 75%-ában a sótartalom 34,5–35,0‰ közé esik. Talán nem meglepő, hogy a mélyóceán a leghomogénebb 34,6–35,0‰ közötti sótartalommal, első pillantásra érdekes viszont, hogy a legnagyobb kiterjedésű Csendes-óceán egyben a leghomogénebb sótartalmú is: vizének 50%-ában a szalinitás 34,6–34,7‰ között változik.

A közhiedelemmel ellentétben a tengervíz sótartalma nem csak oldott konyhasóból (NaCl), azaz Na+ és Cl- ionokból áll, hanem leginkább közismert gyógyvizeink (pl. Mira, Hunyadi János, Ferenc József gyógyvizek) só- illetve ion-összetételéhez hasonlít (3.1. táblázat, 3.10. ábra).

Ion

Vegyérték

Koncentráció ppm, mg/kg

Súly %

Molekula súly

mmol/ kg

Klorid Cl

–1

19345

55,03

35,453

546

Nátrium Na

+1

10752

30,59

22,990

468

Szulfát SO4

–2

2701

7,68

96,062

28,1

Magnézium Mg

+2

1295

3,68

24,305

53,3

Kalcium Ca

+2

416

1,18

40,078

10,4

Kálium K

+1

390

1,11

39,098

9,97

Bikarbonát HCO3

–1

145

0,41

61,016

2,34

Bromid Br

–1

66

0,19

79,904

0,83

Borát BO3

–3

27

0,08

58,808

0,46

Stroncium Sr

+2

13

0,04

87,620

0,091

Fluorid F

–1

1

0,003

18,998

0,068

3.1. táblázat. A tengervíz só-, és ionösszetétele

Már a Challenger expedíció is felfedezte, hogy a fenti ion-koncentrációk csaknem állandók a világóceánban, kivéve az olyan melléktengereket, mint a Balti-tenger, v. a Fekete-tenger, amelyek eléggé elszigeteltek a nagy óceánoktól és sok folyóvíz is táplálja őket.

A tenger sósságának okát kereső, illetve magyarázó tudományos elméletek hosszú múltra tekintenek vissza, és részét képezik a világóceán keletkezéséről felállított elméleteknek. Az újkorban talán Sir Edmund Halley volt az „úttörő”, aki 1715-ben azzal az elmélettel állt elő, hogy a sótartalom forrása a szilárd földkéreg és a folyók mosták be azokat az óceánba, ahol azok a folyamatos párolgás révén koncentrálódtak. Így alakult ki – szerinte – a lefolyás nélküli beltengerek, mint a Kaszpi-tenger, az Aral-tó, vagy a Holt-tenger sótartalma is. Halley elmélete mai szemmel nem, vagy csak kis részben helytálló, mivel ma úgy véljük, hogy az ősóceán sótartalma az őslégkörből (klórgáz) és a szilárd vagy folyékony (magma) állapotú felszínről származott (nátrium), amikor megjelent a folyékony állapotú víz – az előbbi a vízben HCl formájában oldódva, míg az utóbbi a vízzel exoterm kémiai reakcióba lépve elsődlegesen NaOH formájában – amelyek azután sav-bázis reakció során semlegesítették egymást. Mivel az őslégkör anyagai is végső soron a köpeny anyagából párologtak el, Halley-nek abban van igaza, hogy a tengeri só elsődleges forrása a litoszférát is magában foglaló köpeny.

Akárhogy is volt, a világóceán sótartalmának és a só kémiai összetételének eonokon (milliárd éves nagyságrendben) és óceánokon keresztüli állandósága jó bizonyítéka annak, hogy a sósságért felelős ionok bekerülése az óceán vizébe és onnan való kikerülése nagyon pontos kémiai egyensúlyban van.

Az ábrán tengeri só ionjainak százalékos arányai és a tengervíz víztartalmához viszonyított százalékos aránya

3.10. ábra. A tengervíz összetételének ábrája (a különböző ionokat jelző területek tömegarányosak). (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/2/2c/Sea_salt-e-dp_hg.svg)

Térjünk át a tengervíz felszíni sótartalmának (3.11. ábra), röviden a tengerfelszín sótartalmának (sea surface salinity, SSS) elemzésére. Az SST-hez hasonlóan az SSS-t befolyásolja a legtöbb hatás, így ez a térben és időben legváltozékonyabb jellemzője a világóceán szalinitásának. Az SSS eltérései a szalinitás említett 35‰ átlagértékétől a világóceán egyes részein első pillantásra nem tűnnek túl jelentősnek: 31–39‰ közötti értékek fordulnak elő. Ezek az eltérések azonban relatív értékben ± 10%-ot jelentenek. Másképpen fogalmazva az SSS térbeli változékonysága legalább 20-szorosa a világóceán teljes víztömegét jellemző szalinitás változékonyságának.

A térképen az évi átlagos felszíni tengervíz sótartalom (SSS)

3.11. ábra. Évi átlagos felszíni tengervíz sótartalom (SSS) térkép a Világóceán Atlasza (2005) c. kiadványból (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/f/f7/WOA05_sea-surf_SAL_AYool.png)

Figyelmesebben megnézve a globális eloszlást, három sajátosság emelhető ki:

1. Az északi félgömb magasabb szélességein kiterjedten (lényegében az egész Északi-Jeges-tengerre kiterjedően) és egyes trópusi területein is (Délkelet-Ázsia) alacsony – akár 31‰-ig csökkent – sótartalmú felszíni víz alakul ki a világóceánban, elsősorban a bővizű folyók kisebb sűrűségű édesvizének beömlése és a felszínen való „szétterülése” miatt. A déli félgömbön ez a sajátosság szinte teljesen hiányzik, mivel az Antarktiszon nincsenek folyók. Látható, hogy a kontinentális jég – a grönlandi és antarktiszi gleccserek – olvadásából származó adalék nem túl jelentős, szemben egyes éghajlatkutatók véleményével. Egyes melléktengerek sótartalma még ennél is jóval kisebb lehet az említett övezetekben (Balti-tenger, Fekete-tenger). A tengerfelszín sótartalmának globális minimumát a Balti-tengerhez tartozó Botteni-öbölben mérték, 1‰ értékkel – ez gyakorlatilag már édesvíz.

2. A szubtrópusi övezetben a csekély mennyiségű csapadék és a nagy párolgás miatt magas sótartalmú felszíni vizek alakulnak ki. Ez a jelenség azonban nem egyformán érinti az Atlanti- és a Csendes-óceánt. A sokkal inkább „kontinensek közé zárt”, mindössze 30–40 hosszúsági fok „szélességű” Atlanti-óceánon a jelenség mindkét félgömbön nagyon szembetűnő 38‰-ig terjedő maximumokkal, ugyanakkor a csaknem teljes félgömböt átfogó, 130–150 hosszúsági fok „szélességű” Csendes-óceánon a jelenség elmosódott, inkább csak a déli félgömb szubtrópusi részén – az El Niño jelenséggel kapcsolatos meleg víztömegben – észlelhető.

3. A fenti okfejtés alkalmazásával érthetővé válik a csapadékszegény szubtrópusi és trópusi területeken található Földközi-tenger és Vörös-tenger felszíni vizének feltűnően magas, 39‰-et meghaladó sótartalma is, hiszen ezek sokkal kisebbek és sekélyebbek, partvidékük pedig nagyrészt sivatagos. Ezek a tengerek az SSS globális maximum-helyei, ha nem számítjuk a beltengereket. Ha ezeket is számításba vesszük, akkor a Holt-tenger (3.12. ábra) magasan vezeti a világranglistát 337‰, azaz 33,7% sótartalmával. A Holt-tenger vizének tehát több mint egyharmada só.

A képen a Holt-tenger

3.12. ábra. A Holt-tenger (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/2/21/Dead_Sea_by_David_Shankbone.jpg)

A fentieket összefoglalva azt mondhatjuk, hogy az SSS eloszlása a világóceánban jól követi a csapadék övezetes eloszlását a kontinenseken. A sivatagos és arid kontinentális területek óceáni „szomszédai” a magas felszíni sótartalmú zónák, míg a csapadékos és humid területek szomszédságában alacsony felszíni sótartalmú zónák helyezkednek el. Ez a „rend” csak a hatalmas kiterjedésű Csendes-óceán térségében bomlik fel valamelyest, és így a Csendes-óceán a leghomogénebb felszíni sótartalmú óceán. Az Atlanti-óceánban a sarkok felől a térítők irányába mutató nagy értékű SSS gradiensek viszont – mint majd látni fogjuk – kulcsszerepet játszanak a már sokat emlegetett óceáni „szállítószalag” működtetésében. A fent elmondottak ékesszólóan bizonyítják a légkör és az óceán, mint éghajlati alrendszerek szoros csatolását.

Meg kell említenünk, hogy az „óceán időjárásában”, azaz az óceáni cirkuláció évszakos és évek közti (szezonális és interannuális) változásában az SST-vel azonos fontossággal bíró globális SSS eloszlásról koránt sincs olyan teljes képünk, mint a hőmérséklet esetében, elsősorban a műholdas távérzékelés hiánya miatt. A 2009-ben útjára indított Talajnedvesség és Óceán Sótartalom (Soil Moisture and Ocean Salinity, SMOS) program egy speciális műszerekkel felszerelt műholdnak az ESA által történt fellövésével és a megfelelő inverziós (visszaszámítási) módszerek fejlesztésével a meteorológiai és oceanológiai előrejelzések két fontos hiányzó építőkövének pótlását célozza műholdas távérzékelés. A program amerikai megfelelője az U.S. Nemzeti Oceanográfiai Adatközpont (National Oceanographic Data Center ) által 2006-ban elindított Globális Hőmérséklet és Sótartalom Profil Program (Global Temperature–Salinity Profile Programme, GTSPP ), amely az előzőtől eltérően inkább a hagyományos helyszíni mérési adatok rendszeres gyűjtését és széleskörű hozzáférhetőségét célozza meg.

Áttérve a tengervíz sótartalma vertikális eloszlásának vizsgálatára szinte ugyanazzal az állítással kezdhetjük, mint a hőmérséklet esetében, nevezetesen: a tengervíz sótartalmának mélységgel való változása függ a földrajzi szélességtől (3.13. ábra). A különböző éghajlati övekben itt is jellegzetesen eltérő profilokat kapunk, amelyek azonban némiképp különböznek a hőmérsékleti profiloktól.

Az ábrán a nyomás függvényében láthatók az óceán hőmérsékleti és szalinitási profiljai a trópusokon, a mérsékelt szélességeken és a sarki övezetekben

3.13. ábra. A trópusok, a mérsékelt szélességek és a sarki övezetek jellegzetes óceán-hőmérsékleti és -szalinitási profiljainak összehasonlító ábrája. A Warm Pool jelű görbék a Csendes-óceán medencéjének legmelegebb trópusi területeit jellemzik a dátumvonal (Marshall-szk.) közelében (9,5ºÉ, 176,3ºK). A BATS jelűek a már említett Bermudai Atlanti Idősor Állomáson (Bermuda Atlantic Time-series Station, BATS, 31,8ºÉ, 64,1ºNy) mért profilok szubtrópusi-mérsékelt övi jellemzőkkel, végül az AAC jelű profilokat az Antarktiszi Cirkumpoláris Áramlásban (62,0ºD, 170,0ºK) mérték, tehát a sarki vizeket jellemzik. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-8.htm)

A világóceán vizének függőleges hőmérsékleti profiljait meghatározó három különböző réteg a sótartalom-profilokban is – bármely helyen – kimutatható. A legfelső réteg itt is a 100–300 m vastagságú, a közel egyenletes, vagy a mélységgel mérsékelten változó sótartalmú keveredési réteg, ahol az intenzív turbulens kicserélődés alakítja ki a sótartalom eloszlását. Ezután következik a mélységgel gyorsan változó szalinitású haloklin (gör., a.m. sótartalom hajlat) réteg, ahol a felszínről történő szállítás hatása a mélységgel elenyészik. E réteg – a hőmérséklethez hasonlóan – az 500–1000 m-es mélységig tart. Az ez alatt fekvő mélyóceáni vízrétegben a szalinitás ismét közel állandó, azaz a profilok csaknem függőlegesek. A három égövben mutatkozó különbségek azonban más jellegűek, mint a hőmérséklet esetében. Az egyes égövekhez tartozó átlagos hőmérséklet- és sótartalom-profilok eltérő viselkedése az eltérő tengerfelszíni eloszlásokra vezethető vissza. Láttuk, hogy míg a felszíni hőmérsékleti (SST) maximumok az Egyenlítő közelében jelentkeznek, addig a felszíni sótartalom maximumai a 30ºÉ és 30ºD közelében vannak, s az Egyenlítőn a felszíni víz jóval kevésbé sós. Ennek megfelelően a sótartalom szubtropikus vertikális profilja jellegében hasonló a hőmérséklet trópusi és mérsékelt égövi profiljához, a mélységgel csökkenő sótartalommal, gyenge évszakos menettel (BATS). Az arktikus és antarktikus sótartalom profilok sem térnek el jellegükben a hőmérsékleti profiloktól – egyaránt a gyenge függőleges menti változás jellemzi őket, inverziós (azaz a mélységgel növekvő) rétegződés mellett. Az AAC profilok viszonylag magas hőmérséklete és alacsony sótartalma a felszín alatti 30–50 méteres rétegben nagyrészt a nyári mérésnek (1969. január 16.) tulajdonítható – utóbbi a gleccserek és jéghegyek olvadékvizével való keveredés eredménye. A trópusi szalinitás-profil –a fentieknek megfelelően – jellegében gyökeresen eltér az övezet átlagos tengervíz-hőmérséklet profiljától. A sarki profilokhoz hasonlóan nem mutat jelentős függőleges menti változást, és a keveredési rétegben 100 m körüli mélységig jellegzetes inverzió (azaz a sótartalom mélységgel való növekedése) figyelhető meg. Ez a sekély inverzió – gyengébb mértékben – a nyári szubtrópusi profilban is fellelhető. Az inverzió okát – első pillantásra – a bőséges trópusi csapadékban (mindennapos esők) és a tengeráramlásokban keresnénk, de van egy fontos másik mechanizmus is, melyet később (a sűrűség függőleges eloszlásának elemzésénél) ismertetünk majd.

A hőmérséklethez hasonlóan a 3.14. ábrán bemutatjuk a szalinitásnak az Atlanti-óceán észak-déli „tengelyén”, a 25ºNy hosszúsági körön felvett meridionális-vertikális metszetét. Alább (3.15. ábra) egy meridionális metszetet mutatunk be a világóceán zonálisan átlagolt sótartalmáról (itt csak a felszíni értékek szerepelnek), de az ábra összehasonlítást is tartalmaz az adott szélességi körök felszíni vízmérlegével (E – P), és így jó összefoglalása a fent mondottaknak.

Az ábrán a mélység függvényében a 25ºNy hosszúsági kör mentén az Atlanti-óceán sótartalom-eloszlásának meridionális metszete látható

3.14. ábra. Az Atlanti-óceán sótartalom-eloszlásának meridionális-vertikális metszete a 25ºNy hosszúsági kör mentén (Forrás: http://sam.ucsd.edu/sio210/gifimages/A16_CTDSAL.gif)

Az ábrán a tengerfelszín sótartalmának (SSS) zonális átlaga a különböző földrajzi szélességeken az adott szélességi körök vízmérlegével (E–P) való összehasonlításban

3.15. ábra. A tengerfelszín sótartalmának (SSS) zonális átlaga a különböző földrajzi szélességeken az adott szélességi körök vízmérlegével (E–P) való összehasonlításban. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-5.htm)

Befejezésül még egy érdekes ábrát mutatunk be az Atlanti-óceán vízmérlegéről (3.16. ábra), amely érzékelteti, hogy a szárazföldi csapadék forrása jelentős részben az óceán (ez természetes), és azt is, hogy a források maximuma a legszárazabb leszálló légmozgású zónákban van (ez első pillantásra meghökkentő és csak akkor válik természetessé, ha az E–P: párolgás – csapadék vízmérlegre gondolunk).

Az ábrán a 75°É és 60°D közötti szélességeken az Atlanti-óceán egyes térségeinek vízmérlegei, sverdrup (Sv) egységben

3.16. ábra. Az Atlanti-óceán egyes térségeinek vízmérlegei, sverdrup (Sv) egységben (1 Sv = 106 m3/s = 10-3 km3 /s ) A szürke színű területek az óceán vízgyűjtői, a fehérrel jelzettek a sivatagok, míg a satírozott területek folyói más óceánok vizét táplálják. A nyilak a légköri vízgőz-szállítás irányát mutatják. A vastagon írt számok a trópusok és a két mérsékelt öv atlanti-óceáni vízmérlegét jelentik. Az óceán teljes vesztesége –0,32 Sv, amely megfelel az Amazonas vízhozamának. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-6.jpg)

3.1.3. Háromdimenziós sűrűség- és potenciális hőmérséklet-eloszlás a világóceánban

A tengervíz sűrűségét a hőmérséklet és a sótartalom határozza meg. Termodinamikailag a víz lényegében összenyomhatatlan közeg, tehát ha a tengervíz nem volna sós, elegendő volna egyedül a hőmérséklet ismerete a sűrűség meghatározásához. A sótartalom azonban – mint az alábbi, 3.17. ábra is szemléltetően mutatja – legalább olyan mértékben befolyásolja a világóceán egyes víztömegeinek sűrűségét, mint azok hőmérséklete. Ebből az a mélyreható elméleti fizikai következtetés fakad, hogy a térben és időben változó sótartalmú világóceán háromdimenziós (S, t, ρ ) fázisterű (pszeudo) termo-hidrodinamikai rendszerként írható le, azaz az összenyomható közegek háromdimenziós (p, t, ρ ) fázisterű termo-hidrodinamikájával analóg elméleti fizikai-matematikai apparátus alkalmazható rá. Egyszerűbben fogalmazva: a szabadon változó sótartalmú víz viselkedése az összenyomható levegőével analóg, ebben a közegben a hőtani és az áramlástani folyamatok kölcsönösen befolyásolják egymást. A világóceánban és a légkörben kialakuló képződmények, mozgásrendszerek ezért elméleti szempontból hasonlóak.

A fenti okfejtést támasszuk most alá némi egyszerű matematikával. Általánosságban az óceán vizének sűrűsége (ρ) adott pontban a sótartalom (S), a hőmérséklet (t = T – 273,15 K) és a nyomás (p) függvénye:

ρ = ρ(S, t, p)

A fizikai oceanográfiában a tengervíz sűrűségének tényleges értékei helyett a tiszta víztől való sűrűségeltérés (anomália) értékeivel (σ) szokás számolni:

σ(S, t, p) = ρ(S, t, p) – 1000 kg/m3.

Végül az összenyomhatatlanság miatt a σ érték p-től való függését elhanyagolják, illetve az azonos S és t értékek melletti tengerszinti sűrűség-értékkel helyettesítik (a tengerszinten p= 0-t vesznek, azaz a nyomás-skála 0 pontját ide tolják):

σ(S, t, p) σ(S, t, p = 0) = σt(S, t).

Ezt a sűrűségi mérőszámot „szigma-t”-nek nevezik, ezzel is hangsúlyozva a p-től való függetlenségét.

A következő, 3.17. ábrán a szigma-t izovonalak segítségével mutatjuk be az összenyomhatatlannak tekintett, illetve felszínközelbe (–200 m) hozott tengervíz sűrűségét a hőmérséklet és a sótartalom függvényében. Ez a tengervíz említett (S, t, ρ) állapotábrája.

A világóceán vizének háromdimenziós (S, t, ρ) pszeudo-termodinamikai állapotábrája és a három nagy világóceán vizének állapot-eloszlása

3.17. ábra. A világóceán vizének háromdimenziós (S, t, ρ) pszeudo-termodinamikai állapotábrája és a három nagy világóceán vizének állapot-eloszlása Az x-tengelyen az s sókoncentráció ( [s]= egységben), az y-tengelyen a thőmérséklet ( [t]= ºCegységben) látható, míg a σt sűrűség izovonalai, azaz az izopiknikus vonalak kék színnel feltüntetve [σt]=kg/m3 egységben. A három főbb óceán vizének átlagos állapot-eloszlását az (S, t, ρ) állapottérben – a felszíni rész kizárásával – a színezett területek mutatják. (Forrás: http://www.seafriends.org.nz/oceano/ocean50.gif)

A 3.17. ábráról leolvasható, hogy a sótartalom 1 g/kg nagyságú változása mintegy 3–4 ºC hőmérsékletváltozásnak megfelelő mértékben változtatja meg a tengervíz sűrűségét, tehát igencsak nem elhanyagolható tényező. Ugyanakkor meg kell jegyezni, hogy a tengervíz, illetve általában a víz sűrűségének nyomástól való függetlensége sem teljesen (sőt egyáltalán nem) helytálló feltételezés a világóceán átlagosan ~4000 m mélységű vizében. Az alábbi, 3.18. ábra mutatja, hogy ebben a mélységben (~400 bar nyomáson) a tiszta víz sűrűsége 0 ºC hőmérsékleten mintegy 1020 kg/m3. Így tehát a mélyóceánban a hőmérséklet és a sótartalom által meghatározott értékhez mintegy 20–30 kg/m3 többletérték adódik. Ugyanakkor ez a többlet vízszintes irányban homogén, tehát nem kelt mozgást, függőlegesen pedig sztatikus, azaz szintén a mozdulatlanságnak megfelelő eloszlású. Ezért lehet – első közelítésben – az óceáni áramlások kialakulásának fizikai leírásában elhanyagolni.

A tiszta víz (p, t, ρ) termodinamikai állapotábrája

3.18. ábra. A tiszta víz (p, t, ρ) termodinamikai állapotábrája (Forrás: http://docs.engineeringtoolbox.com/documents/309/water-density-temperature-pressure_2.png)

Az óceánok víztömegének állapot-eloszlását vizsgálva megállapíthatjuk, hogy a Csendes-óceán vize a legkönnyebb 26,0 kg/m3 körüli sűrűség átlagértékkel és az Atlanti-óceán vize a legnehezebb 27,5–28,0 kg/m3 közötti átlagos sűrűséggel. Az Antarktisz körüli mélyvíz átlagos sűrűsége nagyobb, mint a Csendes-óceán és az Indiai-óceán vizéé, de nem nagyobb, mint az Atlanti-óceán átlagos sűrűsége. Ennyit jelent az Atlanti-óceán magas sótartalma az antarktiszi víz alacsony hőmérsékletével szemben (azaz „versenyképes” sűrűségnövelő).

Tényszámokban összegezve a két ábra adatait, a következőket mondhatjuk: „A felszíni tengervíz sűrűsége a világóceánban 1020–1029 kg/m3 között változik a hőmérséklet és a sótartalom függvényében. A mélyóceánban nagy nyomás alatt a tengervíz sűrűsége elérheti, sőt meg is haladhatja az 1050 kg/m3 értéket.” (Dr. J. Floor Anthoni, 2000, 2006, www.seafriends.org.nz/oceano/seawater.htm)

A következő, 3.2. táblázatot ismét annak illusztrálására közöljük, hogy a tengervíz sűrűsége, mint tényszám körül mekkora még ma is a bizonytalanság.

A tengervíz sűrűsége

The Physics Factbook™ szerkesztette Glenn Elert

Irodalomjegyzék

Eredmény (magyarázó szöveggel)

Szabványos eredmények

Beicher, Robert J. Physics for Scientists and Engineers. Orlando: Saunders College, 2000.

Anyag: tengervíz

Sűrűség (kg/m3): 1,03·103

1030 kg/m3

"Density and Weight." Compton's Interactive Encyclopedia. Copyright © 1994, 1995, 1996, 1997. The Learning Company, Inc.

„A tengervíz általában 3,5%-kal nehezebb az édesvíznél, mert minden 1000 font víz körülbelül 35 font sót tartalmaz.”

1035 kg/m3

Windows to the Universe team. Density of Ocean Water. Boulder, CO: ©2000–01 University Corporation of Atmospheric Research (UCAR), ©1995–1999, 2000. The Regents of the University of Michigan.

„Az óceán vízének sűrűsége körülbelül 1027 kg/m3 a tenger felszínén.”

1027 kg/m3

"Ocean - Density and Pressure." Encyclopedia Britannica., USA, 1965.

„A sótartalom fent említett definíciója szerint e mennyiségként a tengervíz sűrűségének azon részét szokták megadni grammban, amely meghaladja az 1 kg-ot. Ezt a mennyiséget σ-val szokták jelölni. Hasonló jelöléssel például a specifikus súly σ = 25 értékkel jellemezhető, amikor is a teljes súly 1,025 kilopond.”

1025 kg/m3

Introduction to Hydrology. Department of Geography, Okanagan University College, 2001 Június 11.

„A tengervíz sűrűsége az óceán felszínén 1020 és 1029 kilogramm per köbméter között változik.”

1020–1029 kg/m3

Glencoe Earth Science. Ohio: McGraw Hill, 2002: 395.

„A sósság és hőmérsékleti különbségek miatt a tengervíz sűrűsége körülbelül 1,02 g/cm3 és 1,03 g/cm3 között váltakozik.”

1030 kg/m3

Van Nostrand's, Scientific Encyclopedia 7-dik kiadás. Canada, 1989: 2046.

„Amíg a tiszta víz sűrűsége 4 Celsius fokon 1 g/cm3, a tengervíz sűrűsége ennél nagyobb érték. Változik a tengerpart, folyók stb. közelségétől függően valamint a földrajzi elhelyezkedés és mélység függvényében. Jellemző átlagos értéke 1,026–1,028 g/cm3.”

1026–1028 kg/m3

Gross, Grant, M. Oceanography 6-dik kiadás. Ohio, 1994: 51.

„A sótartalom változása 34‰-ről 35‰-re 30 Celsius-fokon a sűrűséget 1,021 g/cm3-ről 1,022 g/cm3-re változtatja.”

1021–1022 kg/m3

Handbook of Chemistry and Physics 48-dik kiadás. Ohio, 1967–1968: F-3.

„Különböző folyadékok sűrűségeTengervíz … 1,025 g/cm3

1025 kg/m3

Jim Manning. How do we measure the density of sea water? Woods Hole Oceanographic Institute, 2001.

„Miután az édesvíz tömege 1000 kg köbmétereként és a tengervíz ennél 1,026-szor nehezebb, megállapítható, hogy a jellemző tengervíz sűrűség 1026 kg/m3.”

1026 kg/m3

3.2. táblázat. A tengervíz sűrűsége

Mint említettük, a tengervíz sűrűségét gyakorlatilag anak hőmérséklete és a sótartalma határozza meg. Nyilvánvalóan igaz ez az adott mennyiségek vertikális profiljaira is, melyek összefüggésének vizsgálatára most térünk át. A sűrűség vertikális profiljának, azaz a sűrűségi rétegződésnek kitüntetett szerepe van a világóceán vertikális irányú mozgásainak (felszíni víz lesüllyedése, mélységi víz felemelkedése) kialakulásában, mivel ez határozza meg egy adott vízréteg hidrosztatikai stabilitási viszonyait. A mélységgel növekvő sűrűség esetén a vízréteg stabil, míg az ellenkező esetben instabil rétegződésű. A világóceán már említett három éghajlati övezetében – a hőmérsékleti és a sótartalom profilok különbözősége miatt – a sűrűségi profilok sem azonos jellegűek, tehát eltérőek az egyes rétegek stabilitási viszonyai is.

A trópusi övben és a mérsékelt övekben – a 3.19. ábrának megfelelően – mindhárom profil közel állandó a keveredési rétegben, ugyanakkor a sűrűségi hajlat, azaz piknoklin rétegben – a hőmérséklet és a sótartalom együttes csökkenése mellett – a sűrűség a mélységgel jelentősen , tehát erősen stabil a rétegződés. Ez a záróréteg megakadályozza, hogy a mélyebb rétegek (azaz a mélyóceán) vize keveredjen a felsőbb rétegek (azaz a kevert réteg) vizével. Lentebb, közepes mélységekben (1000–2000 m) a sűrűségnek a mélységgel való növekedése lassul, majd – főleg a nyomás növekedése miatt – 2000–3000 m mélységtől ismét gyorsul.

Az ábrán a világóceán vizének vázlatos hőmérsékleti, sótartalom- és sűrűségprofiljai láthatók a mélység függvényében a szubtrópusi övezetben

3.19. ábra. A világóceán vizének vázlatos hőmérsékleti, sótartalom- és sűrűségprofilja a szubtrópusi övezetben (Bermuda-szigetek) (Forrás: http://ocp.ldeo.columbia.edu/climatekidscorner/ocean_stratification.jpg)

A keveredési réteg eltérő színezése miatt (szürke) ezen az ábrán a leginkább szembeötlő az a sajátosság, amelyet a sótartalom övezetes vertikális profiljait bemutató ábra magyarázatánál is említettünk. Amíg a hőmérséklet – a légkörhöz hasonlóan, csak tükrözve – a keveredési réteg alján süllyedni kezd, és egyenletes görbülettel megy át a termoklinbe, addig a sótartalomnak a keveredési réteg alján lokális maximuma van, azaz sekély inverziót figyelhetünk meg profiljában az e szint körüli néhányszor 10 méteres rétegben. A jelenség mögött álló mechanizmus a konvekciónak a tengerekre jellemző formája, amelyet „só- ujjaknak” (salt fingers) neveznek (3.20. ábra), és amely a felszínen a párolgás által besűrűsödött, nagy sótartalmú és a keveredési réteg aljáról származó kisebb sótartalmú víz szinte azonnali (momentán) átkeveredését idézi elő. Mivel a felszíni víz egyszerre sűrűbb és melegebb, mint a keveredési réteg alján található hidegebb és kisebb sűrűségű víz, a só-ujjak jelenségének nincs légköri megfelelője, hiszen a melegebb levegő egyben ritkább (kisebb sűrűségű) is. Mégis, talán a légköri termikek hasonlítanak leginkább szerkezetükben a só-ujjakhoz, azzal a különbséggel, hogy a felfelé és lefelé mozgó „termikek” mérete és területegységre eső száma a sósvízben közel azonos, míg a levegőben lefelé mozgó termik nincsen. A só-ujjak igen hatékony átkeverést biztosítanak, még a turbulens kicserélődéshez képest is. A só-ujjak kialakulása a trópusi és (jóval kisebb intenzitással) a szubtrópusi óceáni térségre jellemző.

Só-ujjak fantáziaképen (a) és számítógépes modellben (b) A (b) képcsoport képei a hőmérséklet és a sótartalom eloszlását és az alkalmazott adaptív rácsot mutatják három egymást követő időpontban (a rácsra vonatkozóan ld. véges elem módszerek)

3.20. ábra. Só-ujjak fantáziaképen (a) és számítógépes modellben (b) A (b) képcsoport képei a hőmérséklet és a sótartalom eloszlását és az alkalmazott adaptív rácsot mutatják három egymást követő időpontban (a rácsra vonatkozóan lásd véges elem módszerek[4]) (Forrás: http://www.planetwater.ca/research/oceanmixing/shown.jpg;)

Áttérünk a sarkvidéki vertikális sűrűségprofilok elemzésére (3.21. ábra). Már az előzőkben láttuk, hogy itt gyökeresen eltérő a hőmérsékleti és sótartalom-profilok lefutása, mint másutt. Mivel a felszíni víz hideg és alacsony sótartalmú, lényegében hiányzik a termoklin és a haloklin réteg, a profilokat csekély vertikális gradiensek jellemzik. Sőt az is előfordulhat, hogy a hőmérséklet a sótartalommal együtt határozottan nő a mélységgel, tehát a profilok mintegy tükörképei a másik két övezet profiljainak. Szemléltetően fejezi ki ezt a jelenséget az alábbi ábra, amely csaknem az Északi-sarkon készült vékony jégtakaró alatt és a felső 1000 m-es vízréteg sajátosságait mutatja be. Mind a sótartalom, mind a hőmérséklet erősen nő a mintegy 300 m vastagságú keveredési rétegben, majd az előbbi stabilizálódik, az utóbbi pedig enyhe csökkenésbe kezd.

Az ábrán a mélység függvényében az óceán hőmérséklete és sűrűsége

3.21. ábra. Óceáni hőmérséklet- és sűrűségprofilok (Forrás: http://psc.apl.washington.edu/northpole/jpgs/POPS_NPEO06_1stprofile_060419.jpg)

Felmerül a kérdés, hogy milyen lesz a sűrűségprofil, és elsősorban az, hogy nem válik-e hidrosztatikailag instabillá a rétegződés valamely vízrétegben? A hőmérséklet növekedésével ugyanis lefelé haladva csökken a víz sűrűsége, és ezt kell a sótartalom sűrűségnövelő hatásának egyensúlyoznia, illetve meghaladnia, hogy a stabilitás megmaradjon. A választ a 3.22. ábráról olvashatjuk le, amely az Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP) 2009. évi jelentéséből származik. A tengervíz sűrűségét ábrázoló térképen a Fram-szoros és Jan Mayen szigete között jól kivehető az a tartomány, ahol a felszíntől egészen a 4000 m mélyen fekvő tengerfenékig vertikális lekeverés, ún. ventilláció folyik, tehát a felszíni víz és a mélyóceán víztömege elkeveredik (a sűrűség nem monoton vertikális profilú). Ez a híres grönlandi vízsüllyedés, amely az Észak-atlanti Mélyvíz (North Atlantic Deep Water, NADW) kialakítója.

Az imént említettek és a só-ujjakról szóló rész is megerősíti, hogy az óceán egyes részein van konvekció, illetve ventilláció. Az óceáni konvekció és a ventilláció között csupán annyi a különbség, hogy az előbbi (a légköri konvekcióhoz hasonlóan) a felszíntől egy zárórétegig (a termoklin felső szintjéig) terjed, míg az utóbbi a teljes óceáni vízoszlopot átfogja. A meteorológiából jól tudjuk, hogy egy légrétegben a konvekció előidézője a hidrosztatikai instabilitás és így van ez az óceáni konvekció és ventilláció esetében is: mind a só-ujjak, mind a grönlandi vízsüllyedés térségében hidrosztatikai instabilitás van jelen. Felmerül a kérdés, hogy másutt is vannak-e, lehetnek-e a világóceánban instabil rétegződésű víztömegek, illetve konvekció, vagy ventilláció? Ennek a kérdésnek az eldöntéséhez ismét az elmélethez kell fordulnunk.

Az ábrán az Északi-Jeges-tenger potenciális hőmérséklet, sótartalom- és sűrűségi advekció eloszlása a mélység függvényében

3.22. ábra. Az Északi-Jeges-tenger potenciális hőmérséklet [5] , sótartalom- és sűrűségi advekció eloszlása az Alaszka–Norvégia metszetben (Forrás: http://www.amap.no/mapsgraphics/files/distribution-of-potential-temperature-salinity-and-density-across-the-arctic-ocean-and-the-greenland.jpg)

A só-ujj típusú konvekcióval foglalkozunk először. A teljes tengermélységhez képest igen vékony keveredési rétegben nagy pontossággal helytálló a Boussinesq-közelítés (az átlagos sűrűség nyomás-függetlensége). Ezt mutatja az is, hogy a konvekció a sűrűség kiegyenlítődéséig tart. Tehát itt az instabilitás mértéke a σt (z = 0) – σt (z = –H) > 0 sűrűségkülönbség (amennyiben ez pozitív). Eközben a vízelemek (elemi víztérfogatok) az állandó sűrűségű (izopiknikus) felületek mentén mozognak.

A teljes óceáni vízoszlopot átfogó ventilláció esetében azonban nem tekinthetünk el az átlagsűrűség nyomás-függetlenségétől, vagyis az összenyomható levegőhöz hasonló helyzetben vagyunk. A nyomás-függetlenség biztosításához – a meteorológiával analóg módon – a potenciális hőmérséklet bevezetése célszerű. A több ezer métert süllyedő vízelemek oldalfalain az emelkedő külső nyomás munkát végez, így összezsugorodnak és hőmérsékletük megemelkedik. Teljesen hasonlóan az emelkedő vízelemek csökkenő külső nyomás mellett oldalfalaikon munkát végeznek, kitágulnak és hőmérsékletük csökken. Ez teljesen hasonló a légkörhöz. Amint a 3.23. ábra mutatja, az adiabatikus melegedés mértéke 4000 m mélységben mintegy 0,5 ºC, míg 8000 m mélységben eléri az 1 ºC-ot.

A bal oldali ábrán a tényleges (t) és a potenciális hőmérséklet (Θ) összehasonlítása a mélység függvényében, míg a jobb oldali ábrán a szigma-t (σt) és a szigma-theta (σΘ) mennyiségek összehasonlítása a mélység függvényében.

3.23. ábra. A bal oldali ábra a tényleges (t) és a potenciális hőmérséklet (θ) vertikális profiljának összehasonlító ábrája, míg a jobb oldali ábra a szigma-t (σt ) és a szigma-theta (σθ) mennyiségek vertikális profiljainak ugyanilyen összehasonlító ábrája. A profilokat a Kermadec-árokban mérték a 28,26ºD, 175,82ºK koordinátájú pontban. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-9.htm)

A potenciális hőmérséklet – az oceanográfiában – az a θ hőmérséklet, amit egy adott H mélységben lévő (t hőmérsékletű, S szalinitású és p nyomású) vízelem felvesz, ha azt adiabatikus (hőcsere-mentes) módon a felszínre (p = 0) emeljük. Definíciós egyenlete alakilag sem egyezik meg a légkörben használt Poisson-egyenlettel, mivel a víz folyékony. A nyomás – a fent leírt mechanizmusnak megfelelően – elsődlegesen a hőmérsékletet befolyásolja, majd azon keresztül a sűrűséget. Logikus tehát egy σθpotenciális sűrűség nevű mennyiség bevezetése, amely a hőmérséklet helyett a potenciális hőmérsékletnek felel meg, azaz ennyi lenne a H mélységben lévő vízrész sűrűsége, ha azt adiabatikusan a felszínre emelnénk, a sótartalom változtatása nélkül:

σθ= σ(S, θ) = σ(S, θ, p = 0).

Sajnos ez a mennyiség nem elég pontos, mert a sűrűségnek a sótartalomtól és a hőmérséklettől való bonyolult függésében nem veszi figyelembe az együtthatók nyomásfüggését. A nagy mélységben fekvő egymástól különböző sótartalmú és hőmérsékletű, de azonos sűrűségű vízelemek potenciális sűrűsége erősen különbözhet egymástól. A hibák olyan nagyok lehetnek, hogy a potenciális sűrűség használata fiktív instabilitás megjelenését is eredményezheti. A probléma megoldására empirikus közelítésként korábban a világóceán közepes mélységének megfelelő 4000 dbar referencia-nyomásszinttel számolt θ4 potenciális hőmérsékletet vezették be a potenciális sűrűség képletébe:

σ4 = σ(S, θ4) = σ(S, θ4, p = 4000),

később más referencia-nyomásszintek használatával is megpróbálkoztak. A pontosság ezzel csak csekély mértékben nőtt.

Jackett és McDougall 1997-ben egy újabb, sokkal pontosabb megoldással álltak elő. Abból indultak ki, hogy egy mozgó vízelem mindig olyan trajektórián (pályán) mozog, hogy felette kevésbé sűrű, alatta pedig sűrűbb víz legyen. Ez azt jelenti, hogy mozgása közben a tartózkodási helye mélységének megfelelő pr nyomáshoz – mint referencia-szinthez – tartozó potenciális sűrűsége, szakszóval neutrális sűrűsége (γn) állandó marad. Az ilyen trajektóriát az oceanográfiában neutrális trajektóriának (Eden and Willebrand, 1999) nevezik, egy adott ponton áthaladó neutrális trajektóriák összessége pedig egy neutrális felületet alkot. A légkörben a neutrális sűrűség analógja a potenciális, vagy az ekvivalens potenciális hőmérséklet, és mindkét közegben egyaránt igaz, hogy a neutrális felületeken mozgó víz, illetve légrészek nem végeznek munkát. A tengervíz állapotegyenletének[6] bonyolultsága miatt a γn = konstans felületek nem számíthatók ki olyan pontossággal, mint a légköri izentrop felületek. Jackett és McDougall a Levitus-féle (1982) óceáni atlasz adataiból interpolációval kiszámították néhány neutrális felület lefutását, és az adódott, hogy egy vízrész helyének mélysége a Föld megkerülése során a közelítő felületen mintegy 10 m-rel változik meg – ez a közelítés hibája. A számítások során választ kaptak a korábban feltett kérdésre: a víz-ujjak zónáin, valamint az arktikus (grönlandi) és az antarktikus vízsüllyedési zónán kívül nincs a világóceánban olyan hidrosztatikailag instabil tartomány, melyben konvekció, vagy ventilláció alakulhatna ki.



[3] Az Agulhas-fok (3.4. ábra), v. portugálból fordítva Tű-fok Afrika legdélibb pontja (a közhiedelemmel ellentétben, mely a Jóreménység-fokát hiszi annak).

A térképen Dél-Afrika partvonala és legfontosabb városai láthatók

3.4. ábra. Dél-Afrika partvonala

[4] Matematikai módszer parciális differenciálegyenletek közelítő megoldására, melynek alkalmazása során a térkoordináták szerinti deriváltakat rácshálózat segítségével fejezik ki közelítőleg.

[5] Lásd később.

[6] A tengervíz állapotegyenlete a sűrűségét meghatározó sótartalom és termodinamikai állapothatározók: a hőmérséklet és a nyomás közötti összefüggés, azaz egy

ρ = ρ (S,T,p)

alakú háromváltozós függvényegyenlet, melynek alakja igen bonyolult és csak közelítőleg ismert (Millero et al. (1980)).