Valurile

Valurile sunt unde. Aceasta ar fi cea mai simplă și mai directă definiție a valurilor, iar sensul cuvântului wave în limba engleză este atât de undă cât și de val. Aceste mișcări ondulatorii ale suprafeței apei se pot observa pe mări și oceane, dar și pe lacuri sau râuri. Cu toții ați observat până acum un val: fie ați aruncat o piatră într-un lac și ați remarcat cercurile concentrice care se deplasează cât mai departe de locul impactului, fie ați plonjat în valurile mării, sau ați văzut efectele pe care o barcă cu motor le produce când se deplasează, generând valuri care se îndreptă spre maluri.

Marele val de la Kanagawa (Hokusai)

Această lucrare îi aparține artistului japonez Hokusai și a fost creată în secolul al XIX, fiind cea mai cunoscută reprezentare artistică a unui val. În ultimul plan se observă profilul unui munte, înzăpezit în partea superioară, care se numește...

Imaginea de mai sus exprimă o forță teribilă, apa a rămas parcă suspendată în timp și spațiu, poate de aici și fascinația pe care această lucrare o trezește oricărui iubitor al spațiului maritim. Ceea ce Hokusai a reușit să surprindă este de fapt energia transmisă apelor, o energie care se poate datora vânturilor, cutremurelor, activităților vulcanice, alunecărilor de teren submerse, sau altor forțe generatoare pe care le vom discuta în acest curs.

Înțelegem acum valurile ca mișcări ondulatorii ale apei (unde) care transmit un flux constant de energie, dar foarte important de reținut, fără un transport major al apei.

1.    DESCRIEREA VALURILOR

Aceste unde pot fi descrise prin elementele morfologice și morfometrice specifice: creastă, șanț, Lungime (L), înălțime (H), perioadă (T) și viteză (c).

 

L: lungimea valului (lungimea exprimată în metri, între două creste succesive A și B)
H: înălțimea valului (înălțimea măsurată în metri din șanț până la nivelul crestei)
a: amplitudinea valului (m), care poate fi +/-
T: perioada valului (intervalul de timp, măsurat în secunde, necesar trecerii succesive a doua creste printr-un punct fix.
f: frecvența valului (f=1/T)
c: viteza valului (parametru complicat, măsurat în funcție de adâncimea apei, dar care s-ar putea descrie simplist ca raportul dintre L (m)/T (s). Deci viteza se va exprima în m/s
panta valului sau rugozitatea acestuia: H/L
d: adâncimea apei (m)

2. CLASIFICAREA VALURILOR

2.1 după forma suprafeței mării valurile se pot clasifica în:

-    progresive (se propagă dintr-o anumită direcție, adică majoritatea valurilor)
-    staționare (doar oscilații pe verticală, fără transmiteri în plan orizontal)

Știu că poate suna oarecum ciudat, ca un val să fie staționar, adică să stea pe loc. Astfel de mișcări sunt însă frecvente în natură și pot apărea la intersecția a două valuri care se deplasează din direcții opuse, valul rezultat fiind cunoscut în literatura de specialitate engleză ca standing wave.

Seișele sunt valuri staționare care apar în golfuri, porturi sau estuare, ca efect al unei variații bruște a presiunii aerului (vântului) sau apariției unor factori catastrofali (cutremure). Unda rezultată va traversa întregul bazin respectiv generând o mișcare armonică verticală. La întâlnirea malurilor sau a digurilor se vor produce procese de reflexie a valului, care se reîntoarce, intersectându-se cu valul inițial, rezultând de aici apariția unui val staționar, la intersecția acestora.

2.2 după relația dintre val și adâncimea apei
-    valuri de mare adâncă (acolo unde d > L/2)
-    valuri de tranziție L/20 < d < L/2
-    valuri de ape mici apar acolo unde adâncimea apei (d) este mai mică decât L/20 și unde apar procese specifice de spargere a valurilor (deferlare)

2.3 după origine
-    valuri de vânt. Sunt cele mai întâlnite și sunt provocate de transmiterea energiei atmosferice către suprafața apei. Le vom discuta în detaliu imediat.

-    catastrofale. Sunt acele valuri generate de cutremure, erupții vulcanice sau alunecări submerse, cunoscute și ca tsunami. Uneori, în această categorie de valuri catastrofale intră și valurile de furtună, chiar dacă la origine acestea sunt datorate vântului.

-    valurile interne. Un alt termen care poate părea confuz, dar este cât se poate de sugestiv, deoarece exprimă acele mișcări ondulatorii care au loc în interiorul apelor (de obicei apar la nivelul picnoclinei). Ele se datorează diferenței de densitate dintre două mase de ape (deci diferențe de temperatură și salinitate). Din acest motiv sunt frecvent întâlnite la gurile de vărsare ale fluviilor sau în zona strâmtorilor. Se observă foarte bine pe imagini aeriene sau satelitare.

- valuri periodice. În această categorie intră mareele, care sunt tot valuri, dar cu lungimi foarte mari.

3. VALURILE DE VÂNT

Atunci când suflăm peste o cană de cafea/ceai care este fierbinte, generăm la suprafață mici valuri, cunoscute ca valuri capilare. Ele reprezintă un stadiu inițial în transmiterea energiei vântului către suprafața apei și au în general L<1.7cm. Toate celelalte valuri, cu lungimi peste această valoare mai sunt cunoscute și ca valuri gravitaționale.

Valurile de vând sunt influențate de trei parametrii:

-    viteza vântului (m/s)
-    durata acestuia (ore)
-    direcția (cardinală)

Viteza și durata vântului sunt foarte importante, deoarece determină cantitatea de energie care intră în sistem. La început vântul are o viteză redusă și determină montarea mării. Cu cât viteza sa va fi mai mare cu atât înălțimea valurilor va fi mai ridicată. Durata este la fel de importantă, determinând perioada de agitație a mării. În clasificarea furtunilor acest parametru este foarte important, putându-se stabili și o clasificare a acestora în funcție de numărul orelor în care a suflat vântul.

Fetch-ul: reprezintă suprafața de apă măturată de vânt și se exprimă în km. În funcție de configurația bazinului maritim direcția vântului poate determina caracteristici diferite ale valurilor. Pentru litoralul românesc vânturile care vin din sector estic prezintă cel mai lung fetch.

Scara Beaufort
Este o scară de clasificare a vântului, creată în 1805 de către Sir Francis Beaufort, U.K. Royal Navy

Calculator pentru a determina scara Beaufort, în funcție de viteza vântului

Sursa (cu modificări)

Hula: după ce valurile ies din aria de acțiune a vântului, energia se propagă către țărmuri, parcurgând uneori sute sau mii de km. Chiar dacă pe un țărm nu suflă vântul, fiind o atmosferă calmă, se pot uneori produce valuri, venite din alte zone de furtună. Acestea sunt valuri lungi, cu înălțimi inițial ridicate dar care după ce traversează distanțe mari pot ajunge la doar câțiva centimetri.

4. VALURILE CATASTROFALE (tsunami)

Sunt valuri cu înălțimi foarte mari care provoacă cele mai mari pagube, de cele mai multe ori cu pierderi de vieți omenești. Ele sunt determinate de procese seismice, vulcanice sau de alunecări care au loc la nivelul versantului continental. Lungimea acestor valuri este mare (120-200km) cu perioade (T) de 10-20 de minute. Important de reținut ar fi că înălțimea în larg este redusă (aprox. 0.5m), dar energia eliberată este impresionantă. Aceste valuri cresc brusc în cazul scăderii adâncimii, mai ales în cazul apariției unor platforme de țărm de tip B (vezi LP cu țărmurile înalte.

Insulele Hawaii sunt cele mai afectate de aceste valuri, fiind situate în centrul Pacificului. Ele primesc valuri catastrofale venite de pe întreaga ramă a Arcului de Foc al Pacificului. În ultimii 150 de ani insulele Hawaii au fost afectate, în medie, de 1 tsunami/4 ani. Marele cutremur din Alaska (28 martie 1964) a generat un val tsunami care a produs pagube în lungul insulei Vancouver, California de Nord, dar care a atins și insulele Hawaii. Primul val a ajuns la Midway după 4.9 ore, la Honolulu după 5.3 ore și la Hilo după 5.4 ore. Perioada valurilor a variat între 15-23 de minute, întregul Ocean Pacific fiind măturat în aproximativ 12 ore (COX, D.C. and Pararas-Carayannis, G. 1969, A Catalog of Tsunamis in Alaska, World Data Center A- Tsunami Report, No. 2)

Timpul necesar (ore) valurilor tsunami pentru a ajunge în Hawaii, în urma cutremurelor din 1960 de la Conception (Chile) și 1964 (Alaska). Valul din 1960 a dus la decesul a 61 de oameni și a produs pagube estimate la 24 mil. $ (usgs.gov)

Tsunami Animation: Sumatra, 2004

 

5. PROPAGAREA VALURILOR ÎN REGIUNILE COSTIERE

Imediat ce frontul de valuri întră în sectorul de coastă, caracterizat printr-o scădere a adâncimii suferă o serie de transformări: procese de refracție, difracție și reflexia.

Refracția reprezintă schimbarea vitezei și a direcției crestelor valului atunci când întâlnesc obstacole (bancuri de nisip, bare submerse, capuri sau platforme de țărm). Acest fenomen este cel mai frecvent atunci când valurile abordează oblic un țărm. Va rezulta un curent longitudinal de țărm, care se va deplasa în lungul șanțurilor dintre barele submerse. Ortogonalele sunt liniile perpendiculare trasate pe crestele valurilor pentru a indica deplasarea acestora. Energia valurilor se va concentra către zona capurilor și se va disipa în golfuri. Animația următoare ilustrează întregul proces.

 

Difracția reprezintă fenomenul de abatere de la direcția inițială de deplasare a valurilor, în momentul depășirii unui obstacol (banc, dig, etc.) sau la trecerea printr-o portiță. Efectul imediat îl constituie apariția unui efect de adăpost în spatele obstacolului.

Reflexia valurilor reprezintă întoarcerea undei valului în direcția inițială din care acesta a venit, fenomen datorat apariției unui obstacol (dig, faleză etc.).

6. SPARGEREA VALURILOR

În momentul în care valurile intră în sectorul de țărm (dincolo de aprox. 10m adâncime) ele devin instabile, producându-se spargerea sau deferlarea acestora. În funcție de modul de producere al spargerii diferențiem:

-    deferlare prin revărsare sau împroșcare (spilling) apare în cazul unei pante reduse a țărmului

-    deferlarea prin plonjare (plunging) este forma cea mai cunoscută de spargere a valurilor (vezi Marele val de la Kanagawa)

-    deferlarea prin colapsare (collapsing) este o formă de spargere asemănătoare cu plonjarea, doar că este neterminată. Valul se ridică, dar nu se mai arcuiește și se prăbușește pe verticală. Este un tip de spargere specific țărmurilor cu pante mari.

-    deferlarea prin inundare (surging) apare în cazul plajelor care au pante ridicate, valul alunecând direct pe plajă, fără a se sparge.

8. Curenţii oceanici (II)

Circulația generală în cadrul Oceanului Planetar.

Vânturile dominante reprezintă principala forţă ce generează deplasarea apelor de suprafaţă. Direcţia curenţilor va fi însă diferită de cea a vântului, lucru constatat încă din Antichitate. Fenomenul a fost explicat de către Ekman în 1902, care arată că într-o mare staţionară, omogenă, fără alte acceleraţii au loc anumite procese tipice:

Vagn W. Ekman (1874-1954)

- sub influenţa unor vânturi dominante şi constante se constată o deplasare a apelor de suprafaţă cu 45 gr. spre dreapta, în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea sudică, ca urmare a forţei Coriolis. Viteza acestor curenţi de suprafaţă este de 2% din cea a vântului. 

- fiecare strat de apă pe profil vertical se va deplasa şi el spre dreapta, faţă de stratul superior

- cu cât creşte adâncimea cu atât scade viteza curentului, generată de procesele de frecare existente între stratele de apă şi de vâscozitatea acesteia. Din acest motiv curenţii de vânt nu se extind la adâncimi foarte mari.

- pe un profil vertical se constată o mişcare spiralată a direcţiilor de deplasare (spirala lui Ekman. La anumite adâncimi, de obicei 100m, apa se va deplasa într-o direcţie opusă faţă de cea de suprafaţă.

- media direcţiilor dintr-o coloană de apă, la diferite orizonturi, va fi exprimată de un vector mediu orientat cu 90 gr. dreapta faţă de direcţia vântului (în Emisfera Nordică şi spre stânga în cea Sudică). Acest vector exprimă transportul mediu de apă, numit şi transport Ekman. Orientarea vectorului este deci perpendiculară faţă de direcţia vântului.

Spirala lui Ekman

Neuniformitatea distribuţiei uscatului şi adâncimile variabile ale sectoarelor de coastă influenţează foarte mult aceste mişcări ideale. De exemplu, pentru apele costiere direcţia curentului de suprafaţă poate fi de 15 gr., în timp ce pentru apele de larg, teoretic se poate ajunge la 45 gr. Picnoclina reprezintă limita maximă de extindere a acestor curenţi generaţi de vânt.

În cazul unor vânturi paralele cu ţărmul, aplicând legea lui Ekman, se ajunge la următoarea situaţie:

În Emisfera Nordică, un vând din sud, paralel cu ţărmul, va produce o deplasare a apelor spre larg, acestea fiind ape mai calde. Ele vor fi înlocuite de ape mai reci, de adâncime, curentul apărut purtând denumirea de upwelling. Schimbarea de situaţie va duce la o acumulare a apelor spre ţărm, generând o deplasare ulterioară a lor spre adâncime. (downwelling).

Fenomenul de upwelling este specific tuturor ţărmurilor vestice ale continentelor, vara ducând la apariţia ceţii (apele mai reci de adâncime, în contactul cu masele de aer cald de la suprafaţă). Adâncimea de provenienţă a acestor mase de apă poate atinge 100-200m. Venind de la o astfel de adâncime, ele sunt sărace în oxigen dizolvat, dar încărcate cu nutrienţi. Prezenţa acestora în abundenţă favorizează dezvoltarea fitoplanctonului şi implicit generează o bogată resursă piscicolă.

Distribuţia globală a sectoarelor de upwelling. Credits NOAA.

Curenţii geostrofici.

Vânturile dominante deplasează apele de suprafaţă către centrul bazinelor, deorece pentru apele de larg, transportul mediu net se realizează la 90 gr. faţă de direcţia vântului. Vor rezulta astfel sectoare de covergenţă, adevărate coline la suprafaţa apei, dar cu înălţimi de maxim 1-2m, pe distanţe de mii de kilometri. În oceanografie această diferenţă de nivel a apelor poartă denumirea de topografie dinamică. Apa acumulată în aceste coline are o densitate mai redusă faţă de cea din bază. Diferenţa de nivel va iprima o deplasare ulterioară din creste către zonele mai joase, mişcare influenţată ulterior de forţa Coriolis. Într-un ocean ideal, fără vâscozitate şi frecare, forţa gravitaţională acţionează în jos, fiind balansată de forţa Coriolis care acţionează spre dreapta (Emisfera Nordică), rezultând astfel un curent geostrofic. Cunoscând variaţia acestei topografii dinamice este posibilă calcularea vitezelor şi direcţiilor acestor vectori. Curenţii majori din Oceanul Planetar sunt de tip geostrofic.

Circulaţia termohalină.

Corespunde maselor de apă situate sub stratul picnoclinei. Dinamica acestora este guvernată în principal de variaţiile densităţii (aceasta la rândul ei datorată temperaturii şi salinităţii). Din acest motiv, circulaţia de adâncime mai este cunoscută şi ca circulaţie termohalină. Curenţii de adâncime se deplasează în general pe direcţii N-S, ei trecând dintr-o emisferă în alta. Sunt astfel conectate mase de apă din ambele regiuni polare. Topografia submersă joacă un rol foarte important în trasarea acestei circulaţii. Prezenţa dorsalelor marine poate limita deplasarea unor mase reci, cu densităţi mari, care pot fi izolate în anumite sectoare. Deplasarea spre suprafaţă se face în zonele polare sau în cele de upwelling. Cu toate acestea un anumit schimb se produce şi la nivelul picnoclinei, până în prezent greu de estimat.

Credits NASA.

6. Structura apelor oceanice

 

Apele din cadrul Oceanului Planetar prezintă o structură diferenţiată în funcţie de adâncime. Cele costiere vor avea carcteristici aparte faţă de apele din larg, generate de mai mulţi factori: temperatură, salinitate, absorbţia luminii etc. Energia solară care ajunge la suprafaţa oceanului este folosită în cea mai mare parte în procesele de evaporare. O parte din aceasta va fi înmagazinată la nivelul maselor de apă şi ulterior transformată. Ca urmare a încălzirii neuniforme, apele din oceane sunt structurate pe diferite niveluri: ape de suprafaţă, picnoclina şi apele de adâncime.

Apele de suprafaţă.
Deorece variabilitatea termică a acestora este mult mai mare, precum şi cea a proceselor de evaporaţie sau de aport din precipitaţii, stratul superior din oceane va fi cel mai neomogen la nivelul Terrei. Densitatea apelor este aici redusă, iar schimbul permanent la interfaţa Ocean-Atmosferă le determină o dinamică ridicată. Valurile şi curenţii contribuie la impunerea termenului de strat de amestec pentru aceste ape de suprafaţă.

Picnoclina.
pycno: densitate clina: salt sau pantă.
Stratul următor corespunde unei schimbări majore la nivelul densităţii, variabilă cu creşterea adâncimii. Efectul picnoclinei este de barieră pentru mişcările verticale ale apelor, constituind fundamentul circulaţiei de suprafaţă.

Apele de adâncime.
Din cauza prezenţei picnoclinei, acestea se "lovesc" ca de un plafon , fiind astfel împiedicate să se amestece rapid cu apele de suprafaţă. Singurul schimb direct cu atmosfera se produce doar în zonele polare, acolo unde apele de adâncime ies spre suprafaţă, ca urmare a absenţei picnoclinei. Temperatura medie este de 3,5 gr. C, iar omogenitatea acestor mase de apă este cea mai ridicată din întregul Ocean Planetar.

Structura apelor din ocean, pe un profil N-S. Scara este redusă, apele de adâncime coborând până la valori de 4000-600m. Credits NASA.

TEMPERATURA.
Cantitatea de radiaţie solară absorbită de apele oceanelor variază în funcţie de latitudine (care determină înălţimea soarelui pe boltă) şi de perioada anului. Gradul de acoperire cu nori constituie un alt factor determinant. Energia primită de la soare este relativ constantă la nivelul părţii superioare a atmosferei: 0,5 cal/cmp/1 minut. După trecerea prin atmosferă, la nivelul suprafeţei pământului ajunge doar 0,25 cal/cmp/1 minut, valoare medie în 24 de ore. Această radiaţie nu este păstrată la suprafaţa apelor ci este transmisă către adâncime. Presupunând prin absurd că toată radiaţia ar rămâne stocată doar în stratul superior de 1m grosime, atunci temperatura acestora ar creşte zilnic cu 3,5 gr. C. Observaţiile zilnice la nivelul apelor de larg indică însă o variabilitate mică de la o zi la alta, rezultat al disipării căldurii către apele de adâncime ( M. Grant Gross, 1990).

Toată această radiaţie primită de la soare nu este reţinută în întregime, o serie de procese de răcire controlând bilanţul radiativ dintre oceane şi atmosferă (evaporaţia, radiaţia reflectată etc.). Cantitatea totală de apă evaporată din oceane într-un an este echivalentă cu un strat de 1m grosime, valoare care se reîntoarce sub forma precipitaţiilor şi a apei continentale. Din acest motiv se păstrează o stare generală de echilibru în timp îndelungat. Distribuţia termică la suprafaţă corespunde apelor cele mai calde în zonele tropicale şi subtropicale (25-30 gr. C), iar a celor mai reci în zonele polare (până la -1,7 gr.C). Diferenţieri importante sunt cauzate de masele continentale distribuite neregulat (mai mult în Emisfera Nordică), în apropierea acestora apele fiind mai calde decât cele de larg. Circulaţia generală oceanică redistribuie temperatura la suprafaţa oceanului. Curentul Golfului (Gulf Stream) este responsabil de creşterea temperaturii apelor din Atlanticul de NE şi implicit de condiţiile climatice din Europa occidentală. Alţi curenţi reci transportă ape din regiunile polare către latitudini joase.

Temperatura medie pentru intervalul 2002-2008 pe baza imaginilor MODIS. Credits Giovanni.

Pe verticală apele prezintă o stratificare rezultată din procesele diferite de încălzire. Stratul superior, de amestec va fi mai cald, sub acesta extinzându-se un strat denumit termoclină. Caracteristica sa este dată de scăderea bruscă de temperatură pe o adâncime redusă. Pentru multe sectoare din ocean termoclina este aproape identică cu picnoclina. Apele de adâncime sunt omogene cu variaţii minore ale temperaturii.

SALINITATEA.
Variaţiile cele mai mari ale salinităţii caracterizează apele costiere, pentru cele de larg ecartul fiind mult mai redus. Fiind influenţată de aportul apelor continentale, de raportul precipitaţii/evaporaţie, salinitatea va fi însă mai omogenă în comparaţie cu temperatura. Dacă salinitatea variază între 30-37 psu, temperatura are o amplitudine mai mare, -1,7 - 30 gr. C.
Salinitatea medie a apelor de suprafaţă pentru anul 1998. Credits WO Atlas 1998.

Salinitatea medie a apelor la adâncimea de 2000m, pentru anul 1998. Credits WO Atlas 1998.

Pe verticală se constată valori cu oscilaţii mari la suprafaţă, (până la -200m) apariţia unui strat de salt numit haloclină (halos: sărat, cu ~100m grosime) şi un strat de adâncime cu valori constante (34-35 psu).

Valorile cele mai ridicate se înregistrează în Marea Roşie şi Golful Persic: 40-42 psu. Pentru bazinul Mediteranei valorile ating 37-38 psu.

MASELE DE APĂ.
Temperatura şi salinitatea determină apariţia maselor de apă. Acestea sunt volume uriaşe de apă cu aceleaşi caracteristici termo-saline. Se pot diferenţia următoarele tipuri de mase de apă:
- de suprafaţă (0-200m)
- intermediare (200-1500m)
- de adâncime (1500-4000m)
- de fund (peste 4000m)
Masele de apă Antarctice: coboară şelfurile antarctice, fiind foarte reci (maxim 2-3 gr. C.) şi mătură fundurile oceanice avansând dincolo de latitudinea de 40 gr. N.

Masele de apă Intermediare: se extind până la -1500m şi au temperaturi între 3-5 gr.C. cu salinitati de 34,7-35 psu.

Masele de apă Atlantice de Fund: sunt legate de apele reci din spaţiul Labradorului. Temperaturi în jur de 3 gr. C. şi salinităţi de 34,9 psu.

În oceane penetrează mase de apă din mediterane cu salinităţi mai ridicate. Peste pregul Gibraltarului trec ape din M. Mediterană cu salinităţi mai mari, care secţionează Atlanticul sub forma unei pene de ape sărate.

5. Apa de mare

 

Pentru înţelegerea caracteristicilor oceanului este necesar, în prealabil, să se cunoască proprietăţile apei de mare. Caracteristicile generale fizico-chimice, biologice sunt derivate în mod direct din cele ale structurii moleculei apei.

Fiecare moleculă de apă este alcătuită din doi atomi de hidrogen şi un atom de oxigen, care formează împreună un dipol tipic. Atomii de hidrogen, cu sarcină + sunt legaţi de atomul de oxigen, cu sarcină - la un unghi de 105 grade, printr-o legătură covalentă. Între mai multe molecule de apă, atomii de hidrogen sunt legaţi de cei de oxigen mult mai slab ca cei din interiorul unei singure molecule (de 20 de ori mai slab), printr-o legătură de hidrogen.

În lipsa unei legături de hidrogen nu ar mai exista oceane şi nici viaţă pe Terra.
Apa este una dintre puţinele substanţe care există în toate cele trei stări de agregare: lichidă, solidă şi gazoasă. Structura unei molecule de gheaţă este însă una diferită. Ca orice structură cristalină, aceasta este oarecum rigidă, permiţând doar vibraţii dar nu şi o deplasare liberă ca în cazul stării lichide.

Densitatea gheţii la temperatura de 0 gr. Celsius este de 0,92 g/cmc, în timp ce a apei în stare lichidă este de 1g/cmc. Din acest motiv o bucată de gheaţă pluteşte pe apă.

În procesul schimbării de stare, din lichid în solid, sunt eliminate cea mai mare parte dintre săruri, precum şi alte gaze dizolvate. Procesul reversibil este unul care se face treptat, deorece temperatura este încă una scăzută, vor exista structuri cristaline în interiorul soluţiei lichide. Prin creşterea treptată a temperaturii acestea dispar, iar dacă pragul termic este depăşit legăturile dintre molecule sunt rupte în totalitate, apa trecând în stare gazoasă. Din acest moment moleculele individuale se pot mişca şi roti independent. Cu cât temperatura va creşte în interiorul gazului cu atât moleculele se vor mişca mai rapid, presiunea fiind direct legată de valoarea temperaturii.

Sărurile din apa de mare.
În interiorul apei de mare există mai multe săruri dizolvate care-i determină acesteia o serie de proprietăţi fizice, şi foarte important, îi controlează densitatea. Din cele peste 70 de elementele existente în apă doar 6 dintre ele reprezintă mai mult de 99% din toate sărurile: Cl, Na, Mg, Ca, K şi S.
Totalitatea sărurilor dizolvate într-un litru de apă indică salinitatea soluţiei respective, care se măsoară în grame. Conductivitatea electrică reprezintă o metodă de măsurare a salinităţii, existând o corelaţie directă între aceşti doi parametri.

Gazele dizolvate în apa de mare.
În cadrul apei de mare există o cantitate mică de gaze dizolvate, datorită scimbului permanent existent între ocean şi atmosfera terestră. Spunem că apa de mare este saturată în gaze atunci când pentru o anumită temperatură şi salinitate, cantitatea totală de gaze ce intră în apă egalează cantitatea gazelor ce ies din aceasta, într-un anumit interval de timp. Creşterea temperaturii şi scăderea salinităţii vor duce la creşterea cantităţii totale de gaze dizolvate. Cea mai mare proporţie a gazelor dizolvate revine: azotului (48%), oxigenului (36%) şi CO₂ (15%) și argonului (1%). Pe măsură ce apele de suprafaţă coboară în adâncime, proporţia gazelor dizolvate se poate modifica ca urmare a difuziei moleculare sau prin amestecul apelor cu alte mase care conţin o cantitate diferită de gaze. Concentraţia acestor gaze dizolvate constituie una dintre proprietăţile conservative ale apei de mare, modificările putând apare doar ca urmare a unor procese bio-chimice. Ciclul azotului în apa de mare.


Particule existente în apa de mare.
Cele mai multe particulele din ocean există din cauza organismelor marine. O bună parte dintre ele servesc ca hrană pentru alte vieţuitoare de adâncime. Pentru a atinge fundul oceanului unele particule au nevoie de ani de zile. O altă categorie provine din râurile şi fluviile care se varsă în ocean, sau sunt aduse de vânturi de pe continente., ori pot rezulta din contactul apelor cu scoarţa. Prin procesul de dizolvare al unor astfel de particule se poate ajunge la modificări ale compoziţiei apelor de adâncime.

Proprietăţile fizice ale apei de mare.
Salinitatea determină cele mai importante caracteristici fizice ale apelor din oceane. Cu cât valoarea ei va fi mai ridicată cu atât temperatura de îngheţ va fi mai coborâtă. Dacă temperatura de îngheţ a apei dulci este de 0 grade Celsius, o apă de mare cu salinitatea de 35 psu va îngheţa în jur de -2 grade. Descreşterea punctului de îngheţ este liniară din acest motiv la o salinitate de 17 psu temperatura va fi de aproape -1 grade.

Densitatea apei de mare.

Temperatura, salinitatea şi presiunea controlează densitatea apei din mări şi oceane. Diferenţele apărute în cadrul densităţii determină direcţia şi viteza curenţilor de adîncime. Unitatea de măsură: grame/cmc. Pentru o temperatură constantă (de ex: 30 grade C) o schimbare a salinităţii de la 34 la 35 psu va reprezenta o modificare a densităţii de la 1,021 la 1,022.

Relaţia dintre temperatură şi salinitate în determinarea densităţii

În funcţie de valoarea densităţii este controlată adâncimea la care masele de apă respective se află în ocean.

Apa Oceanului Planetar se raceşte în ultmii ani? La această întrebare a răspuns Josh Willis, dovedind cum uneori te poţi înşela atunci când datele din măsurători sunt inexacte. Pentru a afla răspunsul citiţi întreg articolul aici.

4. Tectonica plăcilor. Relieful fundurilor oceanice

Crusta Pământului este împărţită în mai multe plăci tectonice sau plăci litosferice. Acestea plutesc pe Astenosferă în tendinţa găsirii unui echilibru relativ. Plăcile tectonice majore sunt: Euroasiatică, Antarctică, Africană, Australiană, Indiană, Nord Americană, Sud Americană, Pacifică. Alte plăci minore: Arabă, Caraibelor, Juan de Fuca, Cocos, Nazca, Filipine etc.

În 1915 Alfred Wegener a publicat The Origine of Continents and Oceans în care remarca asemănarea existentă între coastele estice ale Americii de Sud şi cele vestice ale Africii. Observaţiile sale nu erau o noutate, această potrivire aproape perfectă a celor două coaste fiind remarcată în trecut de Francis Bacon, Benjamin Franklin etc. Wegener nu a putut explica ce forţe au stat însă la producerea acestor deplasări. În 1947 o echipă din cadrul Woods Hole Oceanographic Institution, condusă de Maurice Ewing, confirmă existenţa unui lanţ muntos în centrul Atlanticului (dorsala medio-atlantică) şi observă dezvoltarea crustei oceanice pe roci bazaltice, diferite de cele granitice specifice crustei continetale. Până la elaborarea unui model unitar de deplasare a plăcilor au mai trecut însă mulţi ani, iniţial W. Jason Morgan a publicat un scenariu evolutiv bazat pe existenţa a 12 plăci, urmat ulterior de modelul lui Xavier Le Pichon fundamentat pe 6 plăci majore.

Deplasarea plăcilor este cauzată de mişcarea mantalei superioare, prin intermediul unor curenţi subcrustali, mişcare asemănătoare unui mare covor rulant. Scenariul general presupune existenţa unui supracontinet iniţial Rodinia (cuvânt rusesc care înseamnă mama uscatului) şi a unui ocean unitar Panthalasa (în lb. greacă semnifică mama tuturor mărilor). Rodinia s-a divizat acum ~600 de mil. ani în 8 continente, reunite ulterior într-un continet unitar Pangea. Spargerea survenită acum ~200 de milioane de ani a Pangeei a dus la formarea a două continente Laurasia şi Gondwana, care s-au separat la rândul lor în continetele actuale.

Tipuri de contacte între plăci.

Contacte divergente constructive: se formează crustă
Contacte convergente destructive: se consumă crustă
Contacte conservative sau de transformantă: plăcile se deplasează una în lungul celeilalte.

Procese asociate tipurilor de contacte dintre plăci.

Acolo unde magma din Astenosferă iese la suprafaţă (printr-o crăpătură în scoarţă cu aspect de şanţ, numită vale de rift) se crează crustă oceanică, iar cele două plăci se deplasează în direcţii opuse una faţă de cealaltă. Acest mecanism stă la baza apariţiei dorsalelor, lanţul muntos cel mai lung şi mai complex de pe Terra. Crestele sale se ridică cu 1000-200m deasupra fundurilor oceanice şi prezintă în centru o vale de rift. Procesele vulcanice asociate separă versanţii laterali, fiind asociate şi cu fenomene de seismicitate redusă.

Aspectul general al dorsalei oceanice cu valea de rift în partea sa centrală şi harta distribuţiei acestora.

Pentru contactele convergente destructive sunt specifice procesele de subducţie a uneia dintre plăci şi apariţia gropilor abisale (fose) în sectoarele respective. Vulcanismul asociat este unul foarte activ, însoţit de o seismicitate ridicată (cutremure apărute la adâncimi mari, între 100-700km). Arcele insulare se formează tocmai la contactul dintre două plăci oceanice, fiind des întâlnite în Pacificul de Vest. Convergenţa a două plăci continentale nu duce la apariţia foselor sau a arcelor insulare, ci doar la cea a munţilor (situaţie întâlnită în Turcia şi Pakistan). La contactul dintre subcontinetul indian şi Asia au apărut Munţii Himalaya.

Falii transformante (roşu) se întâlnesc unde plăcile tectonice se deplasează în direcţii opuse (doar între creste) şi sunt însoţite de cutremure. În afara acestei zone, acolo unde plăcile se deplasează în aceiaşi direcţie şi la viteze similare, nu există seismicitate.

RELIEFUL FUNDURILOR ABISALE este reprezentat de câmpiile abisale, glacisurile abisale şi fosele sau gropile abisale. Aceste forme se întâlnesc între 4000-6000m adâncime, doar fosele coborând la valori mai mari. Din întreaga suprafaţă a Pământului aproximativ 30% este reprezentată de această categorie hipsometrică. Câmpiile abisale reprezintă cele mai netede suprafeţe de pe Terra, acoperite de sedimente fine şi ultrafine. Se pot dferenţia mai multe categorii: tipice (în Oc. Atlantic şi Indian), de fosă sau arhipelagice (în apropierea arcelor insulare, numeroase în Pacific). Glacisurile abisale racordează câmpiile abisale de alte forme de relief (dorsale sau munţi izolaţi, dealuri eubmarine etc.). Fosele reprezintă cele mai mari adâncimi de pe Terra. Pot fi periferice, de tip rever, oblice sau mixte.

Forme azonale de relief. În afara marilor unităţi morfologice descrise mai sus, în cadrul Oceanului Planetar, se întâlnesc coline, munţi abisali izolaţi, praguri abisale, depresiuni sau şanţuri abisale. O categorie aparte o formează munţii de tip guyot. Aspectul lor plat dovedeşte o evoluţie în regim subaerian şi o modelare intensă, care a dus la forma plată din partea superioară. Descoperirea lor s-a produs în anul 1945, atunci când Harry Hammond Hess făcea măsurători cu sonarul de la bordul vasului său. Au fost botezaţi după asemănarea cu clădirea de geologie a Universităţii Princeton, care avea un acoperiş plat şi purta denumirea de Guyot Hall. Arnold Guyot a fost un geograf celebru din sec. XIX.

Un guyot tipic, Bear Seamount din Oceanul Atlantic.