3.2. Fény- és hangterjedés az óceán vizében

3.2.1. A világóceán optikai jellemzői

Ha az óceánt és a légkört sugárzástani szempontból szeretnénk elkülöníteni egymástól, akkor azt mondhatjuk, hogy a légkör a rövidhullámú (0,3–4 µm hullámhosszúságú) napsugárzás által teljesen átjárt közeg, az óceán viszont csak részlegesen átjárt, s az a réteg, amelyben a rövidhullámú sugárzás intenzitása még jelentékeny (energiája, illetve az általa létrehozott sugárzási hőbevétel még jelentős összetevője a vízelemek hőmérlegének) igen vékony (mintegy 100 m vastagságú). Tehát amíg a légkör bármely tartományának hőtanában és az azzal kölcsönható áramlástanában (jelentős, vagy kevésbé jelentős) szerepet játszik a sugárzási hőbevétel, addig az óceánban – a felső átvilágított réteg kivételével – ez nem jellemző hőtani mennyiség. Lényegében ugyanezt mondhatjuk el a légkör és az óceán saját hosszúhullámú (4–80 µm hullámhosszúságú) termikus kisugárzása szerepének összehasonlításakor is. A légkörnél mintegy 1000-szer sűrűbb vízben a hosszúhullámú sugárzás útján történő hőcsere mindenütt elhanyagolhatóan kicsiny a hőcsere másik két formája: a molekuláris hővezetés és az áramló-elkeveredő vízelemek által létrehozott hőáramlás mellett. Az óceán hőmérlegének elemzése a fizikai oceanográfia tárgykörébe tartozik, itt csak érintőlegesen foglalkozunk vele, mint azt a korábbiakban is tettük. Ezért a továbbiakban a látható fény óceánbeli terjedésének kérdéseire, azaz a tenger optikájára koncentrálunk.

Fényvisszaverődés és fénytörés az óceán felszínén

A tenger felszínére érkező napsugárzás egy – jelentős, vagy kevésbé jelentős – része visszaverődik a légkörbe, míg a sugárzás másik része – fénytörés után – behatol a vízbe (3.24. ábra).

A tenger felszínére érkező napsugárzás vízbe jutó komponense és visszavert komponense

3.24. ábra. A tenger felszínére érkező napsugárzás eloszlása (Forrás: http://www.mineralatlas.com/Optical%20crystallography/reflection.jpg)

Az egységnyi intenzitású (1 W/m2) besugárzásból visszaverődött rész aránya a tengerfelszín albedója, amelynek legfőbb sajátossága az, hogy erősen függ a napmagasságtól, valamint a vízfelszín hullámzás okozta érdességétől. Összességében a tengerfelszín albedója jóval kisebb, mint a szárazföldi felszín albedója, amint azt a 3.25. ábra is mutatja.

A két térképen a földfelszín albedójának globális eloszlását mutatja tiszta és felhős égbolt mellett

3.25. ábra. A földfelszín albedójának globális eloszlása tiszta és felhős égbolt mellett (Forrás: http://en.wikipedia.org/wiki/Albedo)

A fizikában az albedó csak első közelítése a felületek fényvisszaverő képessége fizikai jellemzésének. Először is jelentősen függ a hullámhossztól, tehát általában – mint mi is – a látható fény spektrumára, a 390–750 nm (esetleg 400–700 nm) közötti hullámhossz-tartományra nézve szokták definiálni. Másodszor, általános esetben a Fresnel-egyenletek szerint egy ún. bidirekcionális visszaverési függvény (bidirectional reflectance function, BDRF) jellemzi a visszaverést, ahol az egyik irány a fény beesési iránya, a másik pedig a visszaverés (a szemlélő) iránya. Az albedó ebből a visszaverés iránya szerint vett hemiszférikus integrálként adódik, tehát hemiszférikusan integrált visszaverés. Az albedó a fényt tükröző (csillogó) és a közönséges – a fényt részben tükröző, részben szóró – felületek esetében irányfüggő, azaz erősen, illetve gyengébben függ a fény beesési szögétől, míg az ún. Lambert-féle fényt szóró (matt) felületek esetében irányfüggetlen.

A földi környezeti felszínek közül a legtöbb (csupasz felszín, hó, bioszféra, felhőzet) közel Lambert-féle, tehát matt, csak a víz- és – kisebb mértékben – a hóval nem fedett jégfelszín rendelkezik tükröző tulajdonsággal. Az óceán esetében – amely csaknem tökéletes tükröző – az albedó meghatározásánál (képletében) feltétlenül figyelembe kell venni az irányfüggést. A felszín albedója a Nap adott θ zenitszöge mellett két tag összegeként, a következő képlettel írható fel:

α = (1 – D) αs (θ) + Dαd.

A képletben α – a teljes albedó, αs(θ) – az irányfüggő hemiszférikus visszaverés (a direkt napsugárzás visszaverési aránya), αd – a bi-hemiszférikus visszaverés (a diffúz égboltsugárzás visszaverési aránya), végül D – a diffúz sugárzás aránya a teljes sugárzásban. Az irányfüggő összetevőt a szakirodalomban találóan gyakran nevezik „fekete égbolt” albedónak (ez lenne a teljes albedó, ha nem volna légkör), míg a második tagot – „fehér égbolt” albedónak. (Természetesen ez a felbontás nem tévesztendő össze a fenti ábrán bemutatott tiszta és felhős égbolt melletti albedóval.)

A víz fényvisszaverése – mint említettük – jelentősen eltér a többi felszíntípusétól. A sima vízfelszínről a fény víz által el nem nyelt hányada gyakorlatilag teljesen visszatükröződik, tehát nem szóródik (3.26. ábra).

Egy japánkertben lévő tó vízfelszínének fényvisszaverése.

3.26. ábra: A vízfelszín fényvisszaverése (Forrás: http://www.nikiomahe.com/wp-content/uploads/2008/07/Garden-Reflection-Japanese-Tea-Garden.jpg)

A fény hullámhosszához mérten a hullámzó vízfelszín is sima, csak nem vízszintes, tehát változó irányú tükröző. A vízfelszín Fresnel-egyenletekből számított teljes reflektivitását mutatja be a 3.27. ábra.

A sima vízfelszín reflektivitása 20 ºC-on, mint a zenitszög függvénye. Az s-polarizált fény a beesés síkjára merőlegesen, míg a p-polarizált fény e síkban polarizált.

3.27. ábra. A sima vízfelszín reflektivitása 20 ºC-on, mint a zenitszög függvénye. Az s-polarizált fény a beesés síkjára merőlegesen, míg a p-polarizált fény e síkban polarizált. (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/en/7/7f/Water_reflectivity.jpg)

Látható, hogy a vízfelszín fényvisszaverő képessége magas és közepes napállások (kis és közepes zenitszögek: 0–60º) esetén rendkívül kicsi (~0,02–0,06), alacsony napállások (nagy zenitszögek: 60–90º) mellett azonban drasztikusan megnő (10º napmagasság esetén ~0,4, 4º napmagasság esetén ~0,6, végül 2º napmagasság esetén ~0,8 értéket vesz fel). Az alacsony napállású területek aránya jelentős, főleg a mérsékelt szélességeken a nappal-éjszaka vonal napos oldalán fekvő, a sarkok felé egyre szélesedő hajnal-alkony zónákban, illetve a sarkvidékeken (a sarkokon 23,5º a legmagasabb napállás). A hullámzás ugyanakkor némileg csökkenti a visszaverést alacsony napállás esetén, mert a reflektivitási görbe konvexitása miatt a hullámok Nap felé eső (jobban megvilágított) oldalán a beesési szög növekedése nagyobb visszaverés-csökkenést eredményez, mint a Nappal ellentétes (kevésbé megvilágított) oldalukon a visszaverés növekedése.

Végezetül megjegyezzük, hogy a víz globális átlagban kis értékű albedója, illetve nagy sugárzáselnyelő-képessége mind az óceánok, mind a légkör hőháztartásának fontos tényezője – amivel itt nem foglalkozunk részletesen. Az albedónak a napmagasságtól való specifikus függése két érdekes következménnyel jár:

1. Optikailag azt eredményezi, hogy az egyenlítői vizek jóval világosabbak (jobban megvilágítottak), mint a sötét sarki vizek, s a különbség a szokásos koszinuszos függésnél is jóval nagyobb mértékű, hiszen alacsony napállásnál a napfény jóval kisebb része hatol be a vízbe, mint magas napállásnál.

2. Hőtanilag a sarki tengerek fűtését redukálja a koszinuszos függésnél nagyobb mértékben, amivel növeli az Egyenlítő és a sarkok közötti hőmérsékletkülönbséget, ami a világóceán és az atmoszféra általános víz- illetve légkörzésének alapvető mozgatója.

Áttérünk az óceán vizébe behatoló (és az onnan esetleg kilépő) fény törésének elemzésére. Mindenki jól tudja, hogy a fénytörést a Snellius–Descartes törvény[7] írja le, amely képletben a

alakot ölti, és amelyet a 3.28. ábra szemléltet, ezért csak annyit jegyzünk meg, hogy az n1 és n2 mennyiségeket a levegő és a víz (vákuumra vonatkoztatott) törésmutatóinak nevezzük, míg a v1 és v2 mennyiségek – a fénysebességek a levegőben és a vízben. Az

mennyiséget a víznek a levegőre vonatkozó törésmutatójának (röviden víz-levegő törésmutatónak) nevezzük. Itt fontos a sorrend, mivel mindig a fényt „befogadó” közeget jelöljük meg először, míg a fényt „küldő” közeget másodikként (c – a fénysebesség értéke vákuumban).

Az ábrán a fény új közegben való viselkedésének, a fénytörés jelenségének bemutatása

3.28. ábra: Fénytörés (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/thumb/d/d1/Snells_law.svg/641px-Snells_law.svg.png)

Snellius igen szemléletes magyarázatot fűzött az általa felfedezett törvényhez. A beeső fénysugarakat egyenes sorokban menetelő katonák menetoszlopának tekintette, mely a levegőből a vízbe érve – ahol kisebb a menetelés sebessége – a vízfelület normálisához közelebbi irányba fordul, hogy az egyenes sorok (valójában a fényhullámok hullámfrontjai) ne bomoljanak fel.

A fenti okfejtés szigorúan véve a levegőből az óceán vizébe behatoló fényre vonatkozik, de a törvény megfordítható abban az értelemben, hogy az óceán vizéből a levegőbe kilépő fénysugár útját is leírja. A Snellius–Descartes törvény minőségileg – egyszerű szavakban kifejezve – azt mondja, hogy:

A fény a levegőből a vízbe, mint sűrűbb közegbe való belépés során a beesési merőlegeshez törik, míg a vízből a levegőbe, mint ritkább közegbe való kilépés során a beesési merőlegestől törik.”

A törvény e megfogalmazása azonnal rámutat kétfajta szinguláris viselkedés lehetőségére. Az egyik a már ismertetett külső teljes visszaverődés, amely csak aszimptotikusan, θ1→90° esetén teljesül, de van egy nagyon érdekes következménye a tenger vizébe bejutott fénnyel kapcsolatban. Mivel a víz-levegő törésmutató 1,333, sin θ1 = 1 esetén sin θ2 = 1/1,333 = 0,75. Tehát a levegőből a vízbe bejutott fénysugarak fénytörés után csak arcsin 0,75 = 48,5°-nál kisebb szöget zárhatnak be a beesési merőlegessel. Ezért egy, a víz alól felfelé néző búvár számára a vízfelszín feletti világ képe egy 97° nyílásszögű kúpba zsugorodik össze. A búvár ui. a felszín feletti tárgyakat a megtört fény irányából látja. Ez az ún. Snell-féle ablak (Snell´s window, 3.29. ábra), amelyen kívül a víz csekély diffúz fényszórása miatt a búvár lényegében sötétséget lát. Merülés közben a mélység növekedésével a Snell-ablak egyre kisebb lesz, tehát a fény egyre inkább felülről jön, a fényviszonyok szimmetrizálódnak (a Nap látszólagos helyzete egyre inkább a zenit felé tolódik) a teljes kioltódás előtt.

A képen egy búvár a Snell-féle ablakban.

3.29. ábra: Snell-féle ablak (Forrás: http://www.uwphotographyguide.com/images/snells-window-diver.jpg)

A másik szingularitás az előbbinél sokkal jobban ismert belső teljes visszaverődés, amely a vízből a levegőbe irányuló fénysugarakat érinti. Nyilvánvaló, hogy ezekre vonatkozóan a levegő-víz törésmutatóval kell számolni, amely a víz-levegő törésmutató reciproka: n1,2 = 1/ n2,1= 1/1,333 = 0,75. Ez azt jelenti, hogy a beesési (vagy ez esetben „kijutási”) merőlegessel az előbb említett arcsin 0,75 = 48,5°-nál nagyobb szöget bezáró fénysugarak nem juthatnak ki a vízből, hanem teljesen visszaverődnek. A víz tehát belülről nézve lényegesen jobb tükör, mint kívülről nézve (3.30. ábra).

A kép a belső teljes visszaverődést szemlélteti az óceán vizében egy teknősbékával

3.30. ábra. Belső teljes visszaverődés az óceán vizében (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/c/c0/Total_internal_reflection_of_Chelonia_mydas_.jpg)

Fényelnyelődés és fényszóródás az óceán vizében

Az előző részben megállapítottuk, hogy „normális körülmények között”, azaz közepes, vagy magas napállás esetén a rövidhullámú napsugárzás (energiájának) 94–98%-a bekerül az óceán vizébe. Itt fokozatosan – és elég gyorsan – kioltódik[8] (a korábbiakban említett felső ~100 m-es rétegben). A kioltódást (extinkciót) a víz belső rétegeiben két mechanizmus valósítja meg: a (direkt) elnyelődés (abszorpció) és a szóródás (diszperzió). Az abszorpció során a fény fotonjaiban rejlő energia más energiafajtává: a molekulák mozgási energiájává, azaz belső energiává, vagy kémiai reakciók során kémiai energiává (pl. fotoszintézis) alakul át. A diszperzió nem más, mint a fotonok véletlenszerű irányváltoztatásainak összessége, melyet egy valószínűségi eloszlással lehet jellemezni. A nálunk Beer–Bouguer–Lambert (BBL) törvénynek (az angolszász forrásokban egyszerűen „Beer´s law”-nak) nevezett összefüggés szerint a fényintenzitás abszorpció általi gyengülése egységnyi távolságon arányos az intenzitással egy anyagi állandón keresztül, melyet abszorpciós együtthatónak (3.31. ábra) nevezünk:

A képletben I – a sugárzás intenzitása, α – az abszorpciós együttható, l – a fénynek a közegben megtett útja, I0 és I1a közegbe belépő és onnan kilépő fény intenzitása (3.32. ábra).

A tiszta víz abszorpciós együtthatója (α) a fény hullámhosszának függvényében

3.31. ábra. A tiszta víz abszorpciós együtthatója (α) a fény hullámhosszának függvényében. Az ábrán látható görbék különböző szerzők által különböző körülmények között elvégzett laboratóriumi mérések eredményei. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-17.htm)

A be- és kilépő fény intenzitásának rajza

3.32. ábra. A be- és kilépő fény intenzitása (Forrás: http://static.wikidoc.org/0/04/Beer_lambert.png)

A szóródásra nincs a BBL-törvényhez hasonló egyszerű összefüggés, ennek ellenére gyakran a teljes kioltódást (extinkciót = abszorpciót + diszperziót) – is a BBL-törvénnyel analóg alakban írják le, s a vonatkozó gyengítési együtthatót extinkciós együtthatónak nevezik. A leíró oceanográfiában gyakrabban használják az átbocsátás (transmittance) értékét, amely egyszerűen a gyengítés mértéke: T =I1 / I0 százalékban kifejezve, vagy e helyett az elnyelés (absorptance) értékét, ami: A = 1 – T = 1 – I1 / I0= (I0 – I1)/ I0 .

A gyengülés hullámhossz-függése

Az elnyelődés és a szóródás egyaránt függ a fény hullámhosszától, tehát a teljes kioltódás (gyengülés) is. A látható fény tartományában a kisebb hullámhosszú, nagyobb energiájú kék és zöld sugarak kevésbé nyelődnek el, és jobban szóródnak, mint a nagyobb hullámhosszú, kisebb energiájú sárga és vörös sugarak. Ugyanakkor a legkisebb hullámhosszú, legnagyobb energiájú ibolyaszín tartományban ismét fokozódik az elnyelés. Az elnyelés minimuma a hullámhossz függvényében 460–470 nm körül van, a kék szín tartományában. Ezt a színt láthatjuk az óceánvízben lefelé nézve az ott található, levegőn fehér színű tárgyak (pl. korallok, halak stb.) színeként (3.33. ábra). Figyelemre méltó, hogy az abszorpciós együttható minimuma a látható fény tartományában három nagyságrenddel (10-3) kisebb a maximumnál, az infravörös tartományban uralkodó átlagértéknél pedig hat nagyságrenddel (10-6) kisebb. A víz abszorpciója tehát drasztikusan hullámhosszfüggő, szelektív. Megjegyezzük még, hogy a tengervíz sótartalma szinte egyáltalán nem befolyásolja az optikai tulajdonságait, tehát a fent közölt tiszta (desztillált) vízre vonatkozó eredmények az óceán vizére is érvényesek.

Az óceán vizének különböző átlátszósági viszonyai

3.33. ábra. Az óceán vizének átlátszósága (Forrás: http://www.bbc.com/travel/specials/okinawa/assets/images/gallery/homeGallery-2.jpg)

Az óceán vizének átlátszósága

A 3.34. ábra összefoglaló képet ad az óceán vizének átlátszósági viszonyairól.

A világóceán nagy részének vizei, főleg az óceánmedencék közepén (a tengerfenéki síkságok felett) található mélyvizek nagyon tiszták, átlátszóságuk gyakorlatilag a desztillált vizével megegyező, sőt – nagyobb sűrűségük révén – meg is haladhatják azt. Ilyen például a Kuroshio áramlat meleg vize, amely a Csendes-óceán nyugati részén található Warm Pool-ból származik. A mélyóceáni vizeket tisztaságuk (átlátszóságuk) alapján három osztályba szokták sorolni, melyeket római számokkal jelölnek (I – II – III). A part menti (a kontinentális selfek felett található) vizek már lényegesen kevésbé átlátszóak és színük is változik, mivel az elnyelés minimumának (azaz az átbocsátás maximumának) hullámhossza az 500–600 nm tartományba tolódik el. A part menti vizeket fokozódó homályosságuk alapján 1-től 9-ig tartó osztályokba szokták sorolni. Ez látható a 3.34. ábra bal oldali részén.

A legkevésbé elnyelt (azaz legjobban átbocsátott) 465 nm hullámhosszúságú „óceánkék” fény behatolási mélysége, vagyis az a mélység, ahol a behatoló fény intenzitása 1/200-ad részére (0,5%) csökken – a BBL törvény alapján számolva – a legátlátszóbb mélyóceáni vízben eléri a 160 m-t, és a többi mélyóceáni vízben is viszonylag nagy értékű: sehol sem kisebb 40 m-nél. Ugyanakkor a part menti vizekben kizárólag 40 m-nél kisebb behatolási mélységek találhatók, a leghomályosabb (legzavarosabb) 9-es kategóriájú part menti vizeknél ez csak 4–5 m. Ezt mutatja az ábra jobb oldali része, ahol az x-tengelyen az átbocsátást (T) ábrázoljuk az y-tengelyen található mélység függvényében, a fent felsorolt víztípusokra. Jól látszik az átbocsátásnak (a fényintenzitás csökkenésének) a mélységtől való log-lineáris függése, mivel az x-tengely beosztása logaritmikus, míg az y-tengely beosztása lineáris, és a gyengülést leíró görbék közel egyenesek.

Balra: az egyes óceáni víztömegek átlátszósága (átbocsátása, T) a hullámhossz függvényében: I – extrém tisztaságú óceánvíz, II – homályosabb trópusi és szubtrópusi vizek, III – mérsékelt égövi vizek, 1–9 – fokozódó homályosságú parti vizek. Jobbra: a 465 nm hullámhosszúságú fény gyengülése és behatolási mélysége az előbb említett víztípusokra.

3.34. ábra. Balra: az egyes óceáni víztömegek átlátszósága (átbocsátása, T) a hullámhossz függvényében: I – extrém tisztaságú óceánvíz, II homályosabb trópusi és szubtrópusi vizek, III mérsékelt égövi vizek, 1–9 fokozódó homályosságú parti vizek. Jobbra: a 465 nm hullámhosszúságú fény gyengülése és behatolási mélysége az előbb említett víztípusokra. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-18.htm)

Az ábrán bemutatott átlátszóság jellemzők számszerűsítését jól szolgálja az a – Czelnai Rudolf könyvéből átvett – két táblázat (3.3. és 3.4. táblázat), melyet a következőkben mutatunk be:

Hullámhossz (nm)

300

400

460

500

540

580

640

700

Tiszta (I) óceánvíz

16%

4%

2%

3%

5%

9%

29%

42%

Homályos (III) óceánvíz

57%

16%

11%

10%

13%

19%

36%

55%

Part menti vizek

-

63%

37%

29%

28%

30%

45%

74%

3.3. táblázat. A fényintenzitás százalékos elnyelődése (A = 1 – T) méterenként a hullámhossz függvényében különböző tengervíz-fajták esetén

Mélység (m)

0

10

20

50

130

200

Átbocsátás (%)

100

9,5

3,7

0,31

0,0005

0,0000002

3.4. táblázat. A fényintenzitás százalékos gyengülése különböző mélységekben átlagos tengervízben

A fentiekből látszik, hogy a tenger alatti fényviszonyok, azaz a megvilágítottság mélységgel való változása igen erősen függ a tengervíz átlátszóságától. Amíg a legtisztább tengervíz (I. kat.) átlátszósága olyan nagy, hogy még 90 m mélységben is elég világos van, mivel a felszínről beérkező sugárzás 10%-a lejut ide, addig a leghomályosabb part menti vizekben (9. kat.) már 5 m mélységben is szinte teljes sötétség honol, hiszen itt ez a fény behatolási mélysége, ahová a felszíni sugárzásintenzitásnak mindössze 0,5%-a hatol le. A fenti táblázat a vízfajták átlagára jellemző értékeket közöl.

A tenger biológiájában fontos szerepet játszik azon felszíni réteg (és ennek vastagsága), ahol a fény még elegendő a fitoplankton fotoszintéziséhez, azaz életéhez. Ez a zóna, amelyet euphotikus (jól megvilágított) zónának neveznek, átlagosan 80 m vastagságú.

A tengervíz színe

A tengervíz színe egyrészt a legtermészetesebb optikai fogalom, amelyet az óceánnal kapcsolatban elképzelhetünk, másrészt azonban talán a legbonyolultabb is. Miért? Mert a tengervíz színén nem a tengervíz belsejében látható színt értjük, hanem a levegőből, a vízfelszínen keresztül látható színt. A vízfelszínről pedig korábban említettük, hogy gyakorlatilag nincs a színt meghatározó Lambert-féle diffúz szórása, tükörként viselkedik. Az ellentmondást úgy lehet feloldani, ha a tengervíz (levegőből látható) színeként a belső szín és a tengerfelszín alatti néhány centiméteres vízrétegből a levegőbe visszaszórt (diffúzan visszavert) fény színének szuperpozícióját tekintjük a tenger színének. A továbbiakban a tenger színeként mindig erről beszélünk, ha ezt külön nem jelezzük.

A korábbiakban már említettük, hogy a tiszta tengervíz belső kék színéért nagyrészt a hullámhosszfüggő elnyelődés felelős. Ez azért van így, mert a tiszta óceánvízben a fény szinte nem szóródik az elnyelődéshez képest. Jól illusztrálja ezt a következő, 3.5. táblázat a teljes elnyelődést bemutató táblázattal való összehasonlításban.

Hullámhossz (nm)

375

400

450

500

550

600

650

700

Tiszta (I) óceánvíz

0,7%

0,5%

0,3%

0,2%

0,1%

0,1%

0,1%

0%

3.5. táblázat. A fényintenzitás százalékos szóródása (D) méterenként tiszta óceánvízben a hullámhossz függvényében

Látható, hogy a visszaszórás csak a rövidebb hullámhosszak (300–500 nm) tartományában járul hozzá jelentősen az óceánvíz színének kialakításához, s mivel az ibolyától a vörös színig monoton csökkenő, az ibolya és a sötéték árnyalatokat erősíti fel a tiszta tengervíz színében. A nagyon átlátszó óceánvíz (I. kat.) színe ezért mély-kobaltkék, helyenként szinte fekete. A szórást a kevésbé átlátszó óceánvízben (II. és III. kat.) elsősorban a fitoplankton (klorofill tartalmú egysejtű élő szervezetek) idézi elő. A fitoplankton hullámhosszfüggő szórása és elnyelése (színe) miatt a produktív (nagy plankton-tartalmú) óceáni vizek türkizkék, illetve zöldes árnyalatúak. Természetesen a plankton az elnyelést is jelentősen növeli, tehát jelentősen hozzájárul az óceánon belüli fényviszonyok alakításához és az óceán vizének melegítéséhez. A part menti vizekben (1.–9. kat.) a szórás és a következtében kialakuló fény-gyengülés a mélyóceán vizéhez képest nagyon erős, azt a planktonon kívül számos más lebegő részecske (hullámzás által felkevert homok, iszap, folyókból bekerülő szennyezés) is előidézi. Ezek minden hullámhosszra kiterjedő szórása és elnyelése (színe) a part menti vizeket barnáskék, esetleg barna árnyalatúvá teszi. Nagy folyók torkolata közelében a behordott lösz sárgás színűvé is teheti a tengert, ezért ezt az anyagot az oceanográfiában „gelbstoff”-nak (sárga anyag, németül) nevezik.

Tiszta időben a tengervíz színe repülőgépről (lásd a következő, 3.35. ábrát), illetve műholdról kvantitatívan mérhető a diffúz visszaverés spektrumának meghatározásával. A Terra és az Aqua műholdakon elhelyezett MODIS spektrométerek 36 hullámhossz-sávban mérik a felfelé irányuló sugárzást a 405 nm-től egészen a 14 385 nm-ig terjedő tartományban.

Az ábrán a tengervíz diffúz visszaverése a hullámhossz függvényében az Atlanti-óceán északnyugati részében, különböző színű vizek felett

3.35. ábra. A tengervíz diffúz visszaverése a hullámhossz függvényében az Atlanti-óceán északnyugati részében, különböző színű vizek felett, 305 m magasból történő repülőgépes mérések adatai szerint. A görbékre írt számok az euphotikus zónában mért átlagos klorofill koncentrációt jelentik mg/m3 egységben. A visszaverést függőlegesen polarizált fényre vonatkozóan mérték az 53º-os ún. Brewster-szög alatt. Ez a zenitszög minimálja az égboltról érkező fényt és így kiemeli a tengerfelszínről érkező visszaszórt fényintenzitást[9]. (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter06/Images/Fig6-19.htm)

A tengervíz színe – az említett fitoplankton jelenléte miatt – szoros kapcsolatban van a klorofill-tartalmával, ami a víz produktivitásának fő jellemzője. A tengervíz színének spektrális mérése alapján tehát lehetőség van a klorofill-tartalom meghatározására is.

3.2.2. A világóceán akusztikai jellemzői

Az óceán akusztikája nemcsak tisztán tudományos, hanem gyakorlati szempontból is rendkívül fontos kérdéskör, mivel az óceánban a fény és más elektromágneses hullámok helyett hanghullámokon alapuló távérzékelési technikák terjedtek el. Ennek okát az alábbiakban vázoljuk röviden.

Az óceán fénytanával foglalkozó részben már említettük, hogy az óceán vizében a fény nem terjed „túlságosan jól” a légkörhöz viszonyítva. Ha szemügyre vesszük a 3.37. ábrát, amely a víz elnyelését az elektromágneses sugárzás rendkívül széles spektrumában mutatja be, akkor azt mondhatjuk, hogy az elektromágneses sugárzás egészen a rádióhullám tartományig (λ < 1 m) rendkívül rosszul terjed a vízben. A fény-tartomány (200–1000 nm, UV + látható + IR fény) döbbenetes szingularitást (átbocsátási ablakot) képez a fenti nagyon széles spektrum sávban, hiszen itt a víz abszorpciós együtthatója átlagosan (csak) 10-3 cm-1. A 100 nm-nél rövidebb hullámhosszakra (kemény UV + röntgen + gamma-sugárzás) átlagosan 105–106 cm-1, és az 1000 nm-től egészen az 1 m-ig terjedő igen széles hullámhossz-tartományban, amely az IR sugárzástól a VHF rádióhullámokig számos sugárzásfajtát foglal magában, átlagosan 102–103 cm-1. Még hatalmasabb – 11 nagyságrendet átfogó – különbségek mutatkoznak a fent említett hullámhossz-tartományokban az elektromágneses hullámoknak a vízben 10 nm-től 100 m-ig terjedő kioltódási hosszában, de az a lényeg, hogy az egész λ < 1 m hullámsávra elmondható 100 m-es érzékelési határ az elektromágneses hullámokon alapuló távérzékelést gyakorlatilag meghiúsítja. A víz átbocsátó képessége csak az UHF (Ultra High Frequency, 10–100 cm) és a VHF (Very High Frequency, 1–10 m) rádió-hullámsávok határát képező 1 m-es hullámhossznál éri el – 100 µm-től már monoton, és 1 cm-től egyenletes erős gradienssel növekedve – azt az értéket, mint a kék fény esetében. A vízben tehát még az UHF hullámsávú (URH) rádiózás is korlátozott, optimális a középhullámú és a hosszúhullámú rádiózás.

A víz abszorpciós együtthatójának változása a hullámhossz függvényében

3.37. ábra. A víz átbocsátóképessége (Forrás: http://www.physics.umd.edu/grt/taj/104a/watopt.gif)

A fentiek alapján kijelenthetjük, hogy a légkörben használatos – 99%-ban λ < 1 m hullámhosszú elektromágneses sugárzáson alapuló – távérzékelő eszközök a vízben lényegében használhatatlanok. Ehelyett akusztikus távérzékelő eszközök fejlődtek ki, amelyek hatékony működését – mint azt az alábbiakban látjuk majd – a víz akusztikai tulajdonságai nagyban elősegítik.

A hang kiemelt szerepét az óceánban történő mérések és információ-átadás szempontjából jól summázza az alábbi idézet, melyet Robert H. Stewart „Bevezetés a fizikai oceanográfiába” (Introduction to Physical Oceanography) c. könyvéből vettünk át: „A hang biztosítja az egyetlen kényelmes eszközt az óceánban az információ nagy távolságra történő továbbítására. Felhasználják a tengerfenék tulajdonságainak mérésére, az óceán mélységének, hőmérsékletének és az áramlatoknak meghatározására. A bálnák és más tengeri állatok hang segítségével navigálnak, kommunikálnak és találnak élelmet.”

Hanghullámok az óceán vizében

A hanghullámok mind a levegőben, mind a vízben longitudinális hullámok (3.38. ábra), amelyeknél a hullám haladási iránya (a fázisebesség-vektor iránya) és az oszcillációs tengely iránya (az oszcillációs vektor iránya) azonos. A hullám elsődlegesen nyomási hullám, amely nagyobb, illetve kisebb nyomású folyadék-térfogatok mozgó periodikus sorából áll. Az összenyomható és ideális gáznak tekinthető levegőben változatlan hőmérséklet mellett a nyomás-perturbációk a

állapotegyenlet értelmében nagyságukkal arányos sűrűség-perturbációkat is keltenek: a hullám nagyobb sűrűségű (összesűrűsödött), illetve kisebb sűrűségű (megritkult) folyadék-térfogatokból áll. A levegőhöz képest lényegében összenyomhatatlan víz állapotegyenletében a sűrűségnek a nyomástól való függése a hanghullámban fellépő nyomáskülönbségek esetén elhanyagolható és csak a nyomáshullám érzékelhető.

A longitudinális és a transzverzális hullám rajza

3.38. ábra. A longitudinális és a transzverzális hullám (Forrás: http://scienceprep.org/images/waves.jpg)

A hangsebesség az óceán vizében

A fizikai folyadékok egy széles osztályában a c hangsebességet a

képlet adja meg, ahol dp és dρ a nyomás- és a sűrűségváltozás hányadosa a termodinamika I. főtételének adiabatikus (Q = 0) és csak a dp és dρ változásokat (p és ρ változókat) tartalmazó alakjából számítva. Ezt az alakot a szokásos dT változást (T változót) is tartalmazó alakból a közeg alakú állapotegyenletének alkalmazásával nyerjük. Az ideális gáznak tekintett levegőben az I. főtétel fent definiált adiabatikus alakjának előállítása:

tehát a hangsebesség

A levezetésnél többször is használtuk a levegő állapotegyenletét és annak differenciál-formáját. A levegőben a hang sebessége csak a hőmérséklettől függ: .

Az óceán vizének esetében ugyanezt az eljárást kell követnünk, de figyelembe kell vennünk, hogy a tengervíz sűrűsége a sótartalmától is függ, tehát a számításokhoz használt állapotegyenlet alakja , illetve . Mivel említettük, hogy a tengervíz állapotegyenletének szokásos alakja, a implicit függvény-alak – amely a sűrűség fázistérbeli eloszlását adja meg – igen bonyolult alakú, nem várható, hogy az átrendezésével meghatározható – a hőmérséklet fázistérbeli eloszlását megadó – egyenlet egyszerűbb legyen. Ezért alakját és a fenti levezetést a tengervízre itt nem is közöljük, csak a hangsebesség végső (közelítő) számítási formuláját mutatjuk be MacKenzie (1981) nyomán:

A képletben C – a hangsebesség m/s-ban, t – a hőmérséklet ºC-ban, S – a sótartalom ‰-ben, végül p – a nyomás dekabar (100 hPa) egységben. A formula alapján, melynek pontossága 1 m/s körüli, a tengervízben 1450–1570 m/s közötti hangsebesség értékek adódnak, tehát a hang 4–4,5-szer gyorsabban terjed a vízben, mint a levegőben és természetesen a sebesség változékonysága is nagyobb.

A 3.39. ábrán az óceán vizében mérhető hangsebesség átlagos vertikális profilját ábrázoljuk a mélység függvényében. Látható, hogy a hangsebességnek határozott minimuma van a 800 és 1000 m közötti mélységben, ami jelentős következményekkel jár az óceáni hangterjedési viszonyok vonatkozásában.

Az óceánokban mérhető hangsebesség a mélység függvényében.

3.39. ábra. Az óceánokban mérhető hangsebesség vertikális profilja (Forrás: http://upload.wikimedia.org/wikipedia/commons/6/6f/SOFAR.png)

Már a fenti empirikus képletből is kiderül, de a pontos levezetés is azt adja, hogy a hangsebesség a tengervízben a pszeudo-termodinamikai rendszer mindhárom független állapothatározójától, a sótartalomtól, a hőmérséklettől és a nyomástól is függ, azaz . A 3.40. ábra a hangsebességet meghatározó állapothatározók hatásának analitikus szemléltetése. Az ábra baloldalán bemutatott hőmérséklet és sótartalom-profil mellett középen bemutatjuk az egyes állapothatározók, az S sótartalom, a t hőmérséklet és a p nyomás által okozott ΔCS, ΔCt, ΔCp hangsebesség-változásokat a mélység függvényében, majd az ábra jobboldalán láthatjuk a hatások összegződésével kialakult eredő C profilt.

Az ábra bal oldalán a hőmérséklet és a sótartalom vertikális profilja, középen az egyes állapothatározók sebességmódosító hatása, jobbra a hangsebesség változása a mélység függvényében

3.40. ábra. Bal oldalon a hőmérséklet és a sótartalom vertikális profilja, középen az egyes állapothatározók (S, t, p) sebességmódosító hatása, jobb oldalon a hangsebesség változása a mélység függvényében (Forrás: http://oceanworld.tamu.edu/resources/ocng_textbook/chapter03/Images/Fig3-15.html)

Az egyes állapothatározók hatáserősségét a hangsebesség-változások deriváltjaival lehet mérni. Eszerint:

Mivel egy mélyóceáni vízoszlopban a sótartalom változása 1–2‰ között van, a hőmérsékletváltozás 15–30 ºC, a nyomásváltozás pedig 400–600 bar, nyilvánvaló – és az ábrán is látható – hogy a két utóbbi hatás dominál (a sótartalom változása elhanyagolható) és az előbb említett hangsebesség-minimumot a gyors hőmérsékletcsökkenés idézi elő, amit azután a nyomás egyenletes emelkedése kompenzál a nagyobb mélységekben.

A mélytengeri hangvezető és az árnyékzónák

A függőleges profilokban a hangsebesség-minimum megléte a világóceán szinte teljes területén (kivéve az arktikus térségeket) egy igen érdekes képződmény, az ún. mélyóceáni hangcsatorna, vagy hullámvezető (wave guide) megjelenéséhez vezet. A hanghullámok – mint minden más hullámfajta – olyan közegben, amelyben sebességük egy bizonyos irányban folytonosan változik, az adott irányban elhajlanak és mindig a kisebb sebességű rész felé.

Ezt az elhajlást – amely nem tévesztendő össze a diffrakcióval – folytonos törésnek (continuous refraction, 3.41. ábra) is nevezik. Tehát az óceánban azok a hanghullámok, amelyek a 800–1000 m mélységű sebességminimum szintje felett keletkeznek lefelé, amelyek pedig e sebességminimum szintje alatt keletkeznek felfelé hajlanak el. Az elhajlás vagy pályagörbület annál nagyobb, minél nagyobb az egységnyi távolságra eső sebességváltozás. Szemléletesen mutatja ezt a 3.42. ábra, amely együttesen ábrázolja a hangsebesség vertikális profilját és a sebességminimum szintben (a tengelyben) kibocsátott hullámok trajektóriáit. A minimális hangsebesség szintje feletti hullámok elhajlása nagyobb (pályájuk „legörbülése” gyorsabb), mert itt a mélységgel igen gyorsan csökken a sebesség, míg a minimum-szintnél nagyobb mélységekben a hullámok kisebb mértékben hajlanak el (pályájuk lassabban „görbül fel”), mert itt a mélységgel csak lassan növekszik a hangsebesség. A végeredmény mindkét esetben mégis ugyanaz: a hanghullámok energiája a minimális sebességű szint körül koncentrálódik: a szint körüli réteg csapdába ejti és ott is tartja a hanghullámokat, miközben erősségük (amplitúdójuk) az energia-koncentráció miatt nő.

A folytonos törés jelensége.

3.41. ábra. Folytonos törés (Forrás: http://earthsci.org/processes/geopro/ocean/refraction.png)

A hang terjedése az óceánokban a mélység függvényében. A sebességminimum szintben keletkező hanghullámok terjedése.

3.42. ábra. Hang terjedése az óceánokban (Forrás: http://www.dosits.org/images/dosits/2-3_bottom2.png)

Ezért nevezték el igen találóan ezt a csatornát felfedezőik Maurice Ewing és J. Worzel (1944) SOFAR (SOund Fixing And Ranging) Channel-nek (arról nem is beszélve, hogy „so far” angolul azt jelenti, „oly messze”).

A SOFAR csatorna nem teljesen „tökéletes”: csak azokat a hullámokat képes „befogni”, amelyeknek a vertikális irányszöge 12º-nál kisebb. A vízszintessel 12º-nál nagyobb szöget bezáró pályán elinduló hanghullámok „kiszabadulnak” a vonzásából és elérik a felszínt, vagy az óceán fenekét és innen verődnek vissza, jelentősen meggyengülve. A hangcsatornában haladó hullámok is gyengülnek valamelyest az elnyelődés (abszorpció) miatt. Ez azonban frekvencia-függő: az alacsony frekvenciájú infrahangok kevéssé nyelődnek el, tehát egy ilyen hangforrás hangenergiájának a csatornában maradó része szinte nem veszít energiát, s így óriási távolságokat tehet meg lényeges gyengülés nélkül.

A SOFAR csatornában közlekedő hanghullámok lehetséges pályái a mélység függvényében

3.43. ábra. A SOFAR csatornában közlekedő hanghullámok pályái (Forrás: http://www.navy.mil/navydata/cno/n87/usw/issue_25/images/ray_diagram.png)

A 3.43. ábra a SOFAR csatornában „közlekedő” hanghullámok számos lehetséges pályáját ábrázolja, amelyek azt mutatják, hogy a csatorna mintegy „előretolja” a hullámokat s azok soha nem érhetik el, csak megközelíthetik a felszínt, vagy a tenger fenekét. A csatornában maradó különböző irányú hullám-csomagok különböző hosszúságú pályákat tesznek meg, ezért egy rövid idejű hangimpulzus nagy távolságban észlelve egymást gyengítő és erősítő rendezetlen impulzus-sorozattá (reverberációvá) torzul. Ugyanez a helyzet a légkörben a mennydörgéssel, amint azt az alábbi (3.44.) ábra mutatja:

A képeken a mennydörgés során keletkezett hang terjedése látható a levegőben a megfigyelő felé.

3.44. ábra. A mennydörgés jelensége (Forrás: http://oceanservice.noaa.gov/education/yos/resource/JetStream/lightning/images/refract1.jpg; http://oceanservice.noaa.gov/education/yos/resource/JetStream/lightning/images/refract2.jpg)

Egy robbanás hangja így érkezik meg a távoli észlelőhöz a SOFAR hangvezetőn (3.45. ábra): egyre hangosodó és időben egymást egyre gyorsabban követő reverberációk, melyek közül az utolsó a „valódi”, a hangcsatorna tengelyében „utazó” szinte gyengítetlen jel, ami azonban a minimális sebességgel halad, tehát utoljára érkezik meg. A hanghatás közelítőleg az alábbi ábrának megfelelően vizualizálható.

Az ábrán a SOFAR csatorna viselkedése látható

3.45. ábra.

A SOFAR csatorna (Forrás: http://www.dosits.org/images/dosits/sofar-color-big.png)

A SOFAR hangvezető réteg, mint említettük, az arktikus területek kivételével mindenütt jelen van: a trópusokon mintegy 2000 m mélységben húzódik, a sarkok felé haladva egyre inkább közeledik a felszínhez (a mérsékelt szélességeken mélysége 1000 m körül van), míg a pólusok közelében eléri azt és elenyészik.

A tengerfelszín alatt kis mélységben kibocsátott hang útja jelentősen eltérhet a fent leírt mélytengeri hangterjedéstől. Ahol a SOFAR réteg eléri a tengerfelszínt, ott az előbbieknek megfelelően a hang a tengelyben halad a felszín, vagy a tengerfenék érintése nélkül és nagy távolságokat tesz meg lényeges gyengülés nélkül. Ha viszont a SOFAR réteg nem éri el a felszínt, de annak közelében van, az elhajlás miatt a hang elindul lefelé a csatorna tengelye felé. Azt elérve tovább halad lefelé, majd kb. 30 km-t megtéve az elhajlás íve kezd felfelé hajlani és mintegy 60 km-re a kibocsátás helyétől ismét eléri a kibocsátási mélységet: a „semmiből” hallhatóvá válik. Továbbhaladva a jelenség gyengülve többször ismétlődik. A hangpálya egy csökkenő amplitúdójú szinusz hullám. Ezt a teljesen rendellenes viselkedést a nyaláb fókuszáltsága és koherenciája váltja ki. Azokat a zónákat, ahol a hang a felszín közelében van, konvergencia-zónáknak (caustic zones) nevezik, míg azokat a zónákat, ahol a mélyben halad, árnyékzónáknak (shadow zones, 3.46. ábra).

Az ábrán a SOFAR csatornához kapcsolódó árnyékzóna és konvergenciazóna elhelyezkedése látható

3.46. ábra. Árnyékzóna (Forrás: http://www.dosits.org/images/dosits/dosits_rays_2006.png)

A hang elnyelődése az óceánban

A hang elnyelődésére – mint minden más hullámmozgásra – a fény elnyelődésével azonos alakú BBL törvény érvényes. Az akusztikában – és a hullámterjedés több területén a természetes alapú exponenciális függvény (ex) és logaritmus (ln x) helyett a 10-es alapú hatvány-függvény (10x) és logaritmus (log10x) használatos a BBL törvényben. Ennek alapján:

A fenti, 10-es alapú logaritmushoz kötődő definíció alapján a gyengítés mértékét decibel-ben, szokták megadni (

)[10], amiből következik, hogy a K elnyelési együttható megfelelő mértékegysége [K] = dB/km.

A K hangelnyelési együttható igen erősen függ a hullámhossztól, azaz a frekvenciától. Az óceáni akusztikában vizsgált 10 Hz–1 MHz közötti hangfrekvencia-tartományban az alacsony (~1000 Hz) frekvenciájú hanghullámok gyengülése mindössze 0,8 dB/km, míg a magas (~100 000 Hz) frekvenciájúaké 50 dB/km. Ez azt jelenti, hogy az 1000 Hz-es, L = C/n ≅ 1,5 m hullámhosszúságú hangjel mindössze 1,8%-kal gyengül 1 km-es úton (I = 10-0,08 ·I0 = 0,982 I0 ), ugyanakkor a 100 000 Hz-es, L = C/n ≅ 1,5 cm hullámhosszúságú jel gyengülése 5 nagyságrendű (I = 10-5 ·I0 = 0,00001 I0 ). Az óceán mélységének feltérképezésére használt 30 000 Hz-es hang-lokátorok (echo-sounders) optimális kompromisszumot jelentenek az elérhető felbontás és a mérési sebesség között, jeleik hullámhossza elég rövid a jó felbontáshoz és gyengülésük sem túl nagy az oda-vissza úton. Az igen alacsony frekvenciájú hanghullámok, melyeknek hullámhossza is igen nagy, a fent említett SOFAR hangvezető csatorna segítségével 1000–10 000 km-es távolságokból is hallhatók maradnak. 1960-ban egy kísérletben, melynek során a hangvezetőben robbantásokat végeztek Perth (Ausztrália) közelében, a kibocsátott 15 Hz-es, 100 m hullámhosszú hanghullámokat a bermudai BATS állomáson is észlelték, mintegy 20 000 km megtétele után. A SOFAR csatorna (3.47. ábra) egy nevezetes hadicélú felhasználása a hidegháború idején létesített Hangfigyelő Rendszer (SOund SUrveillance System, SOSUS), amely az Atlanti-óceán északi vizein Európa és Amerika között mintegy „korlátot” alkotó, vonalba rendezett, a csatorna magasságában lebegő detektorokkal figyelte a Murmanszkból induló szovjet tengeralattjárók dél felé való mozgását. A rendszer alkalmasnak bizonyult a bálnák vonulásának (1700 km sugarú körön belül), valamint a mélytengeri vulkánkitöréseknek a megfigyelésére is.

Az ábrán a SOFAR csatornához kapcsolódó árnyékzóna és konvergenciazóna elhelyezkedése látható

3.47. ábra. SOFAR csatorna pályái és az árnyékzóna (Forrás: http://misclab.umeoce.maine.edu/boss/classes/SMS_491_2003/sound/sofar.png)



[7] Az angol szakirodalomban a vonatkozó fizikai törvény neve „Snell’s law”, ami jogos is, meg nem is, mivel azt elsőként Willebrord Snell holland matematikus ismerte fel 1621-ben, de nem publikálta. Ezt követően 1637-ben René Descartes is felfedezte az összefüggést s ezt cikkben publikálta. Végül 1703-ban Christian Huygens, aki a fényről minden hullámmozgásra kiterjesztette a törvény érvényét, előásta Snell (latinul: Snellius) publikálatlan kéziratát és megjelentette. Akárki is volt az első, a törvény fontos előfutára volt a fizikát forradalmasító Huygens-elvnek, majd az optikát általánosan leíró Fresnel-egyenleteknek.

[8] Itt az optikában, illetve a sugárzástanban elfogadott precíz szakszavakat használjuk, melyek latin nyelvű megfelelőik tükörfordításai, bár a köznapi nyelvben kioltódás helyett gyakran gyengítésről, vagy elnyelődésről beszélünk.

[9] Tengerpart és iszapzátony képe (3.36. ábra) a visszavert napsugárzást maximáló (bal oldali kép) és minimáló (jobb oldali kép) polarizátor alkalmazásával. Jól látható, hogy maximálás „elfakítja”, míg a minimálás „kiszínezi” a képet, kiemelve a jellemző barnás-kékes színeket.

Az ábrán a tengervíz diffúz visszaverése a hullámhossz függvényében az Atlanti-óceán északnyugati részében, különböző színű vizek felett

Tengerpart és iszapzátony képe polarizált fényben. Bal oldalt: a visszavert napsugárzást maximáló polarizátor, jobb oldalt: a szórt sugárzást maximáló polarizátor alkalmazásával.

[10] A bel (rövidítése: B) az egyik leggyakrabban használt egység a telekommunikációban, az elektronikában és az akusztikában. A Bell Telephone Laboratory mérnökei „fejlesztették ki”, a szabványos telefonkábel 1 mérföld (1,6 km) hosszú darabja okozta hangerősség-csökkenés mértékének meghatározásához. Eredetileg transmission unit vagy TU (átviteli egység, illetve ÁE) volt a neve, de 1923-ban vagy 1924-ben, a laboratórium alapítójának tiszteletére (Alexander Graham Bell) átnevezték a ma ismert névre. A bel, mint egység, túl nagynak bizonyult a napi használatban, ezért a decibel (dB), ami 0,1 bel (B), terjedt el a mindennapi gyakorlatban. A bel használatos a hang-teljesítmény szintek mérésénél is. A Richter-skála által használt számokat is tulajdonképpen belben fejezik ki (egység nélküli számok). A spektrometriában és optikában az elnyelés egységének mérésére (optikai sűrűség) használt egység megfelel −1 B-nek.