Figura 5.1
Nelle lezioni precedenti la discussione era incentrata sui processi di interazione aria/acqua e quindi ha interessato solo la distribuzione della temperatura e della salinità degli strati superficiali, dove le variazioni regionali e stagionali sono elevate. In ogni caso, la maggior parte degli oceani sono costituiti da acqua di temperatura e salinità relativamente uniforme (Figura 5.1).
Se la temperatura in superficie è molto bassa, la convezione dovuta al raffreddamento può raggiungere strati piú profondi. Tale situazione si incontra nelle regioni polari dove l'acqua fredda affonda verso il fondo del mare. Questo processo riequilibra le acque profonde ed è responsabile delle correnti al di sotto del primo chilometro dell'oceano. Le aree in cui la convezione profonda si verifica in inverno sono il Mare di Weddel e di Ross nell'Oceano Meridionale ed il Mare di Groenlandia e del Labrador nelle regioni Artiche.
La temperatura media dell'oceano è 3.8 ºC; anche all'equatore è piuttosto bassa (4.9 ºC). Lo strato in cui la temperatura cambia rapidamente con la profondità, tra 8 e 15 ºC, è chiamato termoclino permanente. E' localizzato a 150 - 400 m di profondità ai tropici e a 400 - 1000 m di profondità nelle regioni subtropicali. La Figura 5.2 mostra come esempio la distribuzione di temperatura e salinità in una sezione longitudinale che attraversa l'Oceano Pacifico. Si noti l'uniformità di entrambe le proprietà al di sotto dei 1000 m di profondità. E' da notare che in molte regioni oceaniche la temperatura e la salinità decrescono entrambe con la profondità. Una diminuzione di temperatura comporta un aumento di densità, così la stratificazione della temperatura genera una stratificazione stabile di densità. Una diminuzione di salinità, d'altro canto, produce una diminuzione della densità. Considerando il solo contributo della stratificazione di salinità si dovrebbe pertanto produrre una stratificazione instabile di densità. Però, l'effetto provocato dalla diminuzione di temperatura è piú forte di quello causato dalla diminuzione di salinità, perciò l'oceano è stratificato stabilmente.
Figura 5.2
Al contrario della distribuzione di temperatura, la distribuzione di salinità al di sotto della superficie mostra minimi intermedi. Questi sono collegati alla formazione di masse d'acqua nella zona dei fronti polari dove le precipitazioni sono abbondanti; i dettagli saranno discussi piú avanti nel corso. A profondità molto elevate, la salinità aumenta di nuovo perchè l'acqua vicino al fondo degli oceani ha origine nelle regioni polari dove questa sprofonda durante l'inverno; il congelamento durante il processo aumenta la sua salinità.
La luce e il suono sono i due principali veicoli di trasferimento di informazioni usati nella comunicazione umana e animale. Sulla terraferma, il suono si attenua su distanze molto piú brevi rispetto alla luce, ragion per cui la luce è l'opzione piú adatta alla comunicazione su grandi distanze. La situazione opposta si incontra nell'oceano: mentre la luce non penetra molto a fondo in acqua, il suono può viaggiare su grandi distanze e pertanto essere utilizzato ? da parte degli animali e dell'uomo - per diversi scopi, come ad esempio la scandagliatura del fondo, la comunicazione, la localizzazione di oggetti e le misure sottomarine. Informazioni dettagliate sulla velocità del suono (come la velocità di fase delle onde acustiche) è essenziale per queste applicazioni.
La velocità del suono c è funzione della temperatura T, della salinità S, della pressione p e varia tra 1400 m s-1 e 1600 m s-1. In mare aperto c è influenzata dalla distribuzione di T e p ma non molto dalla S; diminuisce al diminuire di T, p e S. La combinazione della variazione di questi tre parametri con la profondità genera, lungo il profilo verticale, un minimo della velocità del suono a profondità intermedie. Nel chilometro piú superficiale i suoi valori sono determinati principalmente dalla rapida diminuzione di temperatura, quindi anche c diminuisce con la profondità. Nelle regioni piú profonde (piú o meno al di sotto del chilometro superficiale) la variazione della temperatura con la profondità è piccola e c è controllata dall'aumento di pressione con la profondità, quindi aumenta con la profondità. I cambiamenti verticali di salinità sono troppo piccoli per avere un'influenza rilevante, ma la salinità media discrimina tra c basse (quando la salinità media è ridotta) oppure alte (quando la salinità media è piú elevata).
La Figura 5.3 mostra esempi di profili di velocità del suono. Notare le curve per il Mare di Weddell ed il Mar Mediterraneo: il Mare di Weddell non ha una stratificazione termica, quindi la temperatura non influisce su c. Nel Mar Mediterraneo il profilo è simile a quelli di altre regioni tropicali principali, ma l'alta salinità fa aumentare c a tutti i livelli.
Figura 5.3
Se il vostro browser supporta JavaScript potete provare a controllare la dipendenza della velocità del suono da temperatura, salinità e pressione, per mezzo di questo calcolatore della velocità del suono: inserite un valore di temperatura, uno di salinità, uno di pressione e cliccate sul pulsante "calcoli la velocità del suono". Confrontate i risultati con i profili di velocità del suono per i diversi oceani (Figura 5.3) e sperimentando potrete acquisire una capacità di previsione dei valori di temperatura e salinità che devono essere rilevati in queste regioni per produrre le velocità del suono osservate.
| Calcolatore di velocità del suono | ||
| Entri nei vostri valori: | ||
| Temperatura (º C): | ||
| Salinità: | c = m s-1 | |
| Pressione (dbar): | ||
Calcolo basato su Fofonoff, P. e R. C. Millard Jr (1983) Algorithms for computation of fundamental properties of seawater. UNESCO Tech. Pap. in Mar. Sci. 44, 53 pp.
Il suono si propaga lungo dei raggi (come fa la luce). Quindi, sono applicabili le leggi dell'ottica geometrica:
Siccome la stratificazione degli oceani è quasi orizzontale, la propagazione del suono lungo la verticale avviene praticamente lungo linee rette. Questo principio è alla base del funzionamento dello scandaglio a ultrasuoni: si ricava la profondità a partire dalla velocità media del suono, pari, secondo una prima stima a 1500 m/s; sono disponibili tabelle che elencano le correzioni per le diverse aree degli oceani.
Figura 5.4
La Figura 5.4 riporta esempi dell'andamento della propagazione orizzontale del suono. Il primo diagramma si riferisce alla profondità in cui la velocità del suono è minima (solitamente intorno ai 1000 m). I raggi di propagazione del suono deviano verso profondità dove la velocità del suono è minore e viaggiano a quella profondità su grandi distanze (potendo addirittura attraversare gli oceani da una parte all'altra). Questo canale sonoro è anche noto come canale SOFAR (SOund Fixing And Ranging). Prima dell'introduzione del Global Positioning System (GPS) il canale SOFAR era usato per localizzare le imbarcazioni ed i velivoli in avaria, per seguire galleggianti (con due o piú ricevitori) e per lo studio di correnti oceaniche. Il secondo digramma mostra una situazione in cui uno strato miscelato a temperatura uniforme (tipicamente di uno spessore di circa 100 m) si trova al di sopra della normale stratificazione di temperatura. In questo caso, a causa dell'incremento di pressione, la velocità del suono aumenta scendendo dalla superficie verso il basso, prima che avvenga la normale diminuzione dovuta al calare della temperatura. Si ha quindi un massimo a circa 100 m di profondità e la creazione di una zona d'ombra dovuta alla deviazione di tutti i raggi del suono da quella profondità.
Justus von Liebig scoprì quella che è nota come la "Minimum Law" dell'agricoltura, che sostiene che la produttività di un ecosistema è limitata dal nutriente che si esaurisce per primo. Nel suolo gli elementi limitanti sono il fosforo, l'azoto e il potassio (dipendendo dal tipo di suolo). Secondo la legge di Liebig, nel mare gli elementi limitanti sono:
Figura 5.5
fosforo (sotto forma di fosfati organici ed inorganici)
azoto (sotto forma di nitrati, nitriti e ammoniaca)
silicio (sotto forma di silicati)
A terra, i nutrienti entrano nel suolo per decomposizione di materia organica. Nel mare, i nutrienti usati dalle piante (fitoplancton) si trovano nella zona eufotica (lo strato superficiale raggiunto dalla luce del sole) dove avviene il processo di fotosintesi. La maggior parte dei nutrienti sono rimossi dalla zona eufotica e trasferiti in zone piú profonde dell'oceano man mano che gli organismi morti (detritus) si muovono fino a giungere sul fondo. Negli strati piú profondi il materiale organico è rimineralizzato, cioè i nutrienti rientrano nel sistema in soluzione. Questo processo richiede ossigeno. Perciò:
Figura 5.6
Ossigeno e nutrienti sono legati in un ciclo di assorbimento e rilascio in modo che in mare aperto le loro concentrazioni siano in rapporto fisso:
| AOU : C : N : P = | 212 | : | 106 | : | 16 | : | 1 | su peso atomico |
| = | 109 | : | 41 | : | 7.2 | : | 1 | in grammi |
AOU (utilizzo di ossigeno apparente, UOA) = concentrazione di saturazione - concentrazione rilevata
C = carbonio N = azoto P = fosforo
Nelle ultime tre decadi del secolo scorso sono stati fatti grandi progressi nella comprensione della chimica degli oceani, quindi oggi è chiaro che, in mare, i fosfati, i nitrati e i silicati non sono gli unici nutrienti limitanti la crescita. In piú del 40% delle regioni oceaniche la crescita biologica è limitata dalla quantità di ferro. La ragione di questa differenza tra gli ecosistemi terrestri e marini va ricercata nella prima evoluzione della Terra.
Come è stato detto nella lezione introduttiva, la composizione dell'atmosfera è il risultato della presenza della vita sulla Terra (vedi figura nella seconda lezione introduttiva). Le prime forme di vita che si svilupparono (i procarioti, che basicamente erano semplici molecole circondate da una membrana e una parete cellulare) trovarono un'atmosfera costituita principalmente da anidride carbonica (CO2). Essi utilizzarono gli elementi chimici disponibili nell'oceano per immagazzinare, trasportare e trasferire energia. Il ferro è uno degli elementi piú abbondanti e diventò essenziale per molte funzioni cellulari.
L'avvento della fotosintesi delle piante cambiò la distribuzione relativa di C, O e Fe in maniera decisiva. Quando il livello di ossigeno dell'atmosfera aumentò, esso fu inizialmente ridotto dal ferro disponibile, creando grandi depositi di ossido di ferro nella crosta terrestre. Alla fine la disponibilità di ferro sciolto si esaurì, e cominciò la produzione di ossigeno che permise l'evoluzione di forme di vita superiori. Ma le forme di vita marine primitive per le loro funzioni cellulari ancora hanno bisogno di ferro, e questo spiega perché, nell'oceano, il ferro è ancora un elemento limitante addizionale e in molte situazioni è proprio il fattore limitante. Esperimenti in situ hanno dimostrato che la produttività oceanica aumenta drasticamente quando si immette ferro nella zona eufotica.
