Introduzione all’Oceanografia

Le correnti superficiali di cui abbiamo discusso finora sono in ultima analisi guidate dal vento, e poiché coinvolgono solo l’acqua superficiale influenzano solo circa il 10% del volume dell’oceano. Tuttavia, ci sono altre correnti oceaniche significative che sono indipendenti dal vento e coinvolgono i movimenti dell’acqua nell’altro 90% dell’oceano. Queste correnti sono guidate da differenze nella densità dell’acqua.

Ricorda che l’acqua meno densa rimane in superficie, mentre l’acqua più densa affonda., Le acque di diversa densità tendono a stratificarsi in strati, con l’acqua più densa e fredda sul fondo e l’acqua più calda e meno densa sulla parte superiore. È il movimento di questi strati di densità che creano la circolazione dell’acqua profonda. Poiché la densità dell’acqua di mare dipende principalmente dalla temperatura e dalla salinità (sezione 6.3), questa circolazione è indicata come circolazione termoalina.

I principali processi che aumentano la densità dell’acqua di mare sono il raffreddamento, l’evaporazione e la formazione di ghiaccio., L’evaporazione e la formazione di ghiaccio causano un aumento della densità rimuovendo l’acqua dolce, lasciando la restante acqua di mare con maggiore salinità (vedere paragrafo 5.3). I principali processi che riducono la densità dell’acqua di mare sono il riscaldamento e la diluizione con acqua dolce attraverso precipitazioni, scioglimento del ghiaccio o deflusso di acqua dolce. Si noti che tutti questi processi esercitano i loro effetti in superficie, ma non necessariamente influenzano l’acqua più profonda. Tuttavia, cambiando la densità dell’acqua superficiale fa affondare o salire, e questi movimenti verticali, guidati dalla densità creano le profonde correnti oceaniche., Queste correnti termoaline sono lente, dell’ordine di 10-20 km all’anno rispetto alle correnti superficiali che si muovono a diversi chilometri all’ora.

Masse d’acqua

Una massa d’acqua è un volume di acqua di mare con una densità distintiva come risultato del suo profilo unico di temperatura e salinità. Come detto sopra, i processi che influenzano la densità dell’acqua di mare in realtà avvengono solo in superficie. Una volta che una massa d’acqua ha raggiunto il suo particolare profilo di temperatura e salinità a causa di questi processi superficiali, potrebbe affondare sotto la superficie, a quel punto le sue proprietà di densità non cambieranno davvero., Possiamo quindi distinguere particolari masse d’acqua prendendo misure di salinità e temperatura a diverse profondità, e cercando la combinazione unica di queste variabili che le conferiscono la sua densità caratteristica. Questo viene spesso eseguito utilizzando diagrammi di temperatura-salinità (diagrammi T-S, vedi riquadro sotto).

Ci sono diverse masse d’acqua ben note nell’oceano, in particolare nell’Atlantico, che si distinguono per le loro caratteristiche di temperatura e salinità., L’acqua oceanica più densa si forma in due posizioni primarie vicino ai poli, dove l’acqua è molto fredda e altamente salina a causa della formazione di ghiaccio. La massa d’acqua profonda più densa si forma nel Mare di Weddell in Antartide, e diventa l’Acqua di fondo antartico (AABW). Processi simili nell’Atlantico settentrionale producono le acque profonde dell’Atlantico settentrionale (NADW) nel Mare della Groenlandia (figura 9.8.1).

Questa acqua fredda e densa affonda e, una volta rimossa dalla superficie, la sua temperatura e salinità rimangono invariate, quindi mantiene le stesse caratteristiche mentre si muove attraverso l’oceano come parte della circolazione termoalina. AABW affonda sul fondo nel Mare di Weddell e poi si sposta a nord lungo il fondo nell’Atlantico, e ad est attraverso l’Oceano Meridionale., Allo stesso tempo NADW sta affondando nel mare della Groenlandia. Questa massa d’acqua è meno densa dell’AABW e tende a formare uno strato sopra l’AABW mentre scorre attraverso l’equatore verso sud (Figura 9.8.2). Mentre il NADW si muove verso il continente antartico, viene portato in superficie. Ricordiamo che vicino all’Antartide c’è la divergenza antartica, dove le acque superficiali si allontanano orizzontalmente l’una dall’altra e sono sostituite da acque profonde che risalgono (portando nutrienti in superficie e portando ad un’alta produttività; vedi sezione 7.3)., Poiché l’acqua polare ha un termoclino debole, non c’è molta differenza di densità che impedisce all’acqua profonda di raggiungere la superficie, quindi alcuni NADW aumentano come parte del processo di upwelling (Figura 9.8.2).

Mentre il NADW in aumento raggiunge la superficie, alcuni viaggiano verso sud dove alla fine contribuirà alla produzione di nuovi AABW. Il NADW che si muove verso nord incontra la convergenza antartica, che produce downwelling., Questo NADW che affonda diventa una nuova massa d’acqua; Acqua intermedia antartica (AAIW), che affonda e crea uno strato tra l’acqua superficiale e il NADW (Figura 9.8.2). L’acqua superficiale nell’Atlantico equatoriale, chiamata anche Acqua superficiale dell’Atlantico centrale, è molto calda e a bassa densità, quindi rimane in superficie e non contribuisce molto alla circolazione termoalina.

Nell’Atlantico, l’acqua intermedia mediterranea (MIW) scorre attraverso lo Stretto di Gibilterra nell’oceano aperto., Quest’acqua è calda e salata dalle temperature calde e dall’elevata evaporazione caratteristica del Mar Mediterraneo, quindi è più densa della normale acqua superficiale e forma uno strato profondo circa 1-1, 5 km. Alla fine quest’acqua si sposterà a nord verso il Mare della Groenlandia, dove sarà raffreddata e affonderà, diventando il denso NADW.

Diagrammi T-S

Un diagramma temperatura-salinità (T-S) viene utilizzato per esaminare come la temperatura, la salinità e la densità cambiano con la profondità e per identificare la struttura verticale della colonna d’acqua, comprese le masse d’acqua che contiene., La temperatura dell’acqua è sull’asse y e la salinità appare sull’asse X. Spesso, invece della temperatura effettiva dell’acqua, gli oceanografi tracciano la temperatura potenziale, che è la temperatura che l’acqua raggiungerebbe se fosse portata in superficie e non ottenesse alcun calore aggiuntivo attraverso la compressione in profondità. Un diagramma T-S mostra linee di uguale densità, o isopicnali, per varie combinazioni di temperatura e salinità (Figura 9.8.3). È quindi possibile tracciare i valori di temperatura e salinità sul diagramma e utilizzare il loro punto di intersezione per calcolare la densità dell’acqua., Nell’esempio in Figura 9.8.3 una temperatura di circa 11o C e una salinità di 34,6 PSU si traduce in una densità di 1,0265 g/cm3.

Poiché l’intervallo di densità nell’oceano è piuttosto piccolo, spesso il valore di densità viene abbreviato ed è espresso come sigma-t o σt. Sigma-t è calcolato come: (densità – 1) x 1000., Quindi essenzialmente guarda solo le ultime tre cifre decimali del valore di densità. Quindi una densità di 1,0275 g / cm3 avrebbe un σt di 27,5.

I diagrammi T-S possono essere utilizzati per identificare le masse d’acqua. Poiché ogni massa d’acqua principale ha un proprio intervallo caratteristico di temperature e salinità, un campione di acqua profonda che rientra in tale intervallo può presumibilmente provenire da quella massa d’acqua. La figura 9.8.4 mostra l’intervallo tipico di temperatura e salinità per le principali masse d’acqua atlantiche.

Per studiare le masse d’acqua, gli oceanografi possono effettuare una serie di misurazioni di temperatura e salinità su una gamma di profondità in una particolare posizione., Se la colonna d’acqua è altamente stratificata e non c’era nessuna miscelazione tra o all’interno degli strati, come la sonda è stata abbassata la vostra otterrebbe una serie di costanti di temperatura e salinità letture, come si muove attraverso l’acqua prima messa, seguita da un salto improvviso di un’altra serie di diversi, ma costante, letture, come si muove attraverso la prossima massa d’acqua. Tracciando temperatura vs salinità su un diagramma T-S si tradurrebbe in un punto distinto e indipendente per ogni massa d’acqua. Tuttavia, in realtà, le masse d’acqua mostreranno una certa miscelazione all’interno e tra gli strati., Così come le sonde sono abbassate, incontreranno acqua che mostra tratti intermedi tra i due punti. Pertanto, con l’aumentare della profondità, i punti del diagramma T-S si sposteranno gradualmente da un punto all’altro, creando una linea che collega i due punti, illustrando la miscelazione tra queste due masse d’acqua.

Nell’esempio in Figura 9.8.5, NACSW è presente in superficie (0 m di profondità) e tra 0 e circa 800 m c’è una transizione da NACSE in AAIW. Tra circa 800-2100 m c’è una transizione da AAIW nello strato NADW poco oltre i 2000 m., AABW è la massa d’acqua più profonda, a profondità di circa 4000 m. La transizione tra NADW e AABW avviene tra circa 2100-4000 m.

Si noti che man mano che le registrazioni diventano più profonde nella Figura 9.8.5, la densità è sempre in aumento (cioè, spostandosi verso l’angolo in basso a destra). Questo perché l’acqua più densa dovrebbe essere posizionata sul fondo, con gli altri strati stratificati in base alla loro densità, altrimenti la colonna d’acqua sarebbe instabile.

Il “Nastro trasportatore oceanico”

L’acqua di fondo del Mare di Weddell e del Mare della Groenlandia non circola solo attraverso l’Atlantico. NADW si muove a sud attraverso l’Atlantico occidentale prima di incontrare l’AABW a nord del Mare di Weddell. Insieme queste masse d’acqua si muovono verso est negli oceani indiano e Pacifico., A questo punto il NADW e AABW hanno iniziato a mescolare, per creare quella che viene chiamata Acqua comune. L’acqua comune profonda si muove verso nord negli oceani Pacifico e Indiano e si mescola gradualmente con l’acqua più calda, facendola alla fine salire in superficie. Come acqua di superficie, si fa strada verso il Nord Atlantico attraverso le correnti superficiali degli oceani Pacifico e Indiano. Una volta tornato nel Nord Atlantico, si raffredda e ancora una volta forma NADW, ricominciando il processo., Questo ciclo di sollevamento e affondamento dell’acqua che trasporta l’acqua tra la superficie e la circolazione profonda è stato definito il “nastro trasportatore” oceanico globale e può richiedere circa 1000-2000 anni per essere completato (Figura 9.8.6).

Questo modello di circolazione globale ha una serie di importanti implicazioni per l’ambiente terrestre., Per uno, è vitale per il trasporto di calore in tutto il mondo, portando acqua calda verso i poli e acqua fredda ai tropici, stabilizzando la temperatura in entrambi gli ambienti.

Il nastro trasportatore aiuta anche a fornire ossigeno agli habitat di acque profonde. L’acqua profonda iniziò come acqua superficiale fredda che era satura di ossigeno, e quando affondò portò quell’ossigeno in profondità. La circolazione termoalina trasporta questa acqua profonda ricca di ossigeno in tutti gli oceani, dove l’ossigeno verrà utilizzato dagli organismi di acque profonde., L’acqua di fondo nell’Atlantico è relativamente alta in ossigeno, poiché conserva ancora gran parte del suo contenuto originale di ossigeno, ma mentre viaggia sul fondo marino l’ossigeno viene esaurito, in modo che le acque profonde nell’Oceano Pacifico abbiano molto meno ossigeno dell’acqua profonda dell’Atlantico, con l’acqua dell’Oceano Indiano da qualche parte nel mezzo. Allo stesso tempo, l’acqua profonda accumulerà sostanze nutritive mentre la materia organica affonda e si decompone. L’acqua di fondo atlantica è povera di sostanze nutritive perché non ha avuto molto tempo per accumularle e l’acqua superficiale originale era povera di nutrienti., Nel momento in cui questa acqua di fondo raggiunge l’Oceano Indiano, e dopo che il Pacifico, ha accumulato i nutrienti che affondano per secoli, quindi le concentrazioni di nutrienti profonde sono maggiori nel Pacifico rispetto all’Atlantico. Possiamo quindi utilizzare i rapporti tra ossigeno e nutrienti nelle acque profonde per indicare l’età relativa di una massa d’acqua, cioè quanto tempo è passato da quando è affondata dalla superficie. L’acqua di fondo più giovane dovrebbe essere ad alto contenuto di ossigeno e a basso contenuto di sostanze nutritive, mentre ci si aspetterebbe il contrario per l’acqua di fondo più vecchia.,

Il nastro trasportatore oceanico può essere significativamente influenzato dai cambiamenti climatici che interrompono la circolazione termoalina. L’aumento del riscaldamento, in particolare nell’Artico, potrebbe portare al continuo scioglimento delle calotte polari, aggiungendo una grande quantità di acqua dolce alle acque superficiali polari. Questo ingresso di acqua dolce potrebbe creare uno strato superficiale di acqua a bassa densità e bassa salinità che non affonda più, interrompendo così il nastro trasportatore a circolazione profonda e impedendo il trasporto di ossigeno e nutrienti alle comunità di fondo., L’affondamento dell’acqua di mare nel Mare della Groenlandia aiuta anche a guidare la corrente del Golfo; mentre l’acqua affonda, più acqua superficiale viene tirata verso nord nella corrente del Golfo. Se questa acqua polare smette di affondare la corrente del Golfo potrebbe indebolirsi, riducendo il trasporto di calore ai poli e raffreddando il clima settentrionale. Sembra contro intuitivo, ma il riscaldamento globale potrebbe portare a condizioni più fredde in Europa e al congelamento di porti e città che di solito sono privi di ghiaccio a causa degli effetti di riscaldamento della corrente del Golfo., Prove recenti hanno già dimostrato che la forza della corrente del Golfo sta diminuendo, probabilmente a causa dell’aumento dello scioglimento dei ghiacci artici.