LE PRINCIPALI MASSE D'ACQUA OCEANICHE
La maggior parte delle conoscenze sulla circolazione tridimensionale
oceanica è stata dedotta dallo studio di quelle che vengono definite masse
d'acqua, identificabili
principalmente attraverso i loro valori tipici di
temperatura e di salinità.
Una massa con valori tipici di temperatura e di salinità si forma
quando l'acqua è soggetta a specifiche condizioni climatiche per un
periodo di tempo sufficiente a impartirle le caratteristiche che la
renderanno riconoscibile anche quando si diffonde in luoghi diversi da
quelli di formazione.
Le masse d’acque superficiali si formano in continuazione nelle aree
climatiche di origine e la loro presenza in luoghi diversi, anche molto distanti da
quelli in cui si sono formate, dipende dall’entità della massa che viene prodotta
e dalle correnti che la muovono. L’interfaccia con l’atmosfera o con gli altri corpi
d’acqua impedisce un’immediata interazione che cambi in tempi brevi. La parte
centrale della massa d’acqua costituisce perciò un nucleo o core che si
mantiene anche se l’interfaccia interagisce mescolandosi con le altre masse in
movimento.
Temperatura e salinità vengono usate per l'identificazione delle masse
d'acqua perché sono proprietà conservative, cioè alterabili solo da processi
che si verificano all’interfaccia degli oceani con l’atmosfera. All’interno degli
oceani i soli cambiamenti ammessi dal principio di conservatività derivano
dal mescolamento di masse d'acqua con caratteristiche diverse.
D'altra parte le proprietà non conservative sono tali in quanto soggette
ad alterazioni di natura fisica, chimica o biologica per processi che si verificano
anche all’interno degli oceani. Non conservative vengono considerate le specie
chimiche coinvolte nei metabolismi biologici e che perciò subiscono più o meno
ampie variazioni di concentrazione in relazione alla loro utilizzazione.
Esistono comunque dei parametri che possono comportarsi sia da
conservativi sia da non conservativi in funzione di differenti condizioni
nella colonna d’acqua. Tali sono per esempio l’ossigeno disciolto, i nitrati
ed i fosfati che, al di fuori dell’influenza della zona eufotica, non risentono a
livelli rilevabili dell’azione biologica. Questi possono servire da traccianti per
distinguere fra masse d’acqua molto simili per temperatura e salinità.
L’individuazione delle masse d’acqua dai valori di temperatura e salinità
trova un valido strumento nei grafici T-S (v. capitolo sulla Salinità). Il grado di
mescolamento fra due o più masse d’acqua è una funzione lineare, perciò dato
un valore di salinità che derivi dal mescolamento di due o più tipi puri, è
possibile risalire alle loro proporzioni nell’acqua considerata.
Figura 1 – Diagrammi T-S delle principali masse d’acqua negli oceani
I tipi d’acqua vengono denominati con acronimi composti dalle iniziali del
nome per esteso in lingua inglese (es.: NADW = North Atlantic Deep Water;
SACW = South Atlantic Central Water)
Nei diagrammi riportati in figura 1 si possono identificare tutti i tipi
principali di masse d’acqua presenti in ciascun oceano e individuare
l’evoluzione dei tipi misti a partire dai tipi principali coinvolti. Si evince subito che
la maggior differenziazione si osserva per le acque superficiali. Le acque di
fondo invece sono un solo tipo per ogni bacino oceanico, caratterizzate da
temperature sotto lo zero.
2
Grafici bidimensionali e tridimensionali possono invece rappresentare la
distribuzione spaziale delle masse d’acqua nel bacino esaminato e render conto
della loro modalità di diffusione, come negli esempi di Figura 2.
Figura 2 - Esempi di rappresentazione bidimensionale e tridimensionale della
distribuzione di masse d’acqua.
MARI ADIACENTI AGLI OCEANI
Col nome di mari adiacenti si indicano i bacini che comunicano con
l’oceano attraverso varchi più o meno ampi e selle che limitano lo scambio delle
acque più profonde.
Esempi ne sono, per l’Atlantico settentrionale:
il Mediterraneo americano, comprendente il Mar dei Caraibi ed il Golfo del
Messico
Il Mediterraneo europeo, che comprende nel suo sistema anche il Mar Nero
Il Mar di Norvegia
Il mar Baltico
I mari polari artici
Il mare di Labrador
La baia di Baffin
In relazione ai bilanci idrici, si parla di bacini di evaporazione o negativi
quando le condizioni prevalenti sono di evaporazione, con un bilancio negativo
che richiede una compensazione dall’esterno (es. il Mediterraneo), e di bacini
di diluizione o positivi quando vi affluiscono apporti che si riversano
all’esterno con un bilancio positivo (es. il mar Baltico)
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(a)
(b)
Figura 3 – Schemi di bacini (a) di evaporazione e (b) di diluizione.
Il Mar Baltico è un esempio di bacino positivo in cui gli apporti terrestri
superano l’evaporazione e le acque meno salate, disposte in superficie si
riversano nel Mare del Nord (Fig. 4 ). Viceversa le acque salate del Mar del
Nord devono superare la barriera fisica degli stretti di ingresso per occupare le
zone più profonde. Dalle salinità delle acque subsuperficiali e di fondo (S≦15) si
può anche commisurare l’entità del mescolamento con le acque marine esterne
(S=35), che appare abbastanza ridotta.
Figura 4 – Un bacino di diluizione: il Mar Baltico
Questo processo non avviene costantemente, addirittura non avviene tutti
gli anni, perciò le acque che occupano il fondo del Mar Baltico sono anche
povere di ossigeno. Difatti queste caratteristiche idrologiche, cioè la presenza di
un aloclino permanente e bassa densità delle acque superficiali con basse
4
temperature, implicano un confinamento delle acque più profonde con processi
di ricambio lentissimi e non frequenti.
Un esempio di bacino negativo è il Mar Mediterraneo, che riceve
dall’Oceano Atlantico un flusso di compensazione per il suo deficit idrico.
Nel Mediterraneo le condizioni climatiche comportano estati ed autunni
caldi in cui l’evaporazione prevale sulle precipitazioni, con la formazione di
acqua più salata e più calda (Fig. 5).
Figura 5 – Le principali masse d’acqua del Mar Mediterraneo ed i loro movimenti.
Durante la stagione invernale il raffreddamento, incrementato dai venti
orientali, aumenta la densità delle acque superficiali innescando un
mescolamento verticale, o convezione, che può giungere fino a 600m. La
massa d'acqua omogenea così formata, con una salinità superiore a 38.4 ed
una temperatura di circa 14°C, diffonde da oriente verso occidente fra 300 e
800m attraverso i diversi bacini e le soglie del Mediterraneo fino a raggiungere
lo Stretto di Gibilterra, assottigliandosi progressivamente per il mescolamento ai
margini con le Acque Mediterranee Superficiale e Profonda.
Questo tipo d’acqua viene denominata acqua intermedia o levantina,
perché la sua formazione avviene prevalentemente nella parte orientale del
Mediterraneo.
L’acqua profonda del Mediterraneo si forma invece nell’Adriatico
settentrionale o nel Golfo di Lione. Queste aree sono sottoposte a venti
continentali freddi e secchi. Le masse d’acqua fredda che si producono,
affondano con celle convettive che possono raggiungere il fondo fino a 2500m,
come davanti il Golfo di Lione, o scorrono sul fondo del mare fino a raggiungere
la profondità di equilibrio nella colonna d’acqua, come avviene per l’Adriatico.
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Figura 6 – L’Acqua Mediterranea: diffusione dallo Stretto di Gibilterra nell’Oceano
Atlantico.
L' Acqua Mediterranea che fluisce dal Mar Mediterraneo attraverso lo
Stretto di Gibilterra nell’Oceano Atlantico, corrisponde all’acqua intermedia o
levantina, che ha una salinità maggiore che non l’Oceano Atlantico. Perciò
uscendo dallo Stretto si colloca in profondità, mentre superiormente vi entra
l'Acqua Atlantica (Fig. 6).
Si verifica una rapida erosione del nucleo all'interfaccia con l’Acqua
Atlantica superficiale e quella intermedia. Ne derivano tipi d’acqua misti in cui la
componente mediterranea diminuisce procedendo verso ovest. A causa della
sua densità relativamente alta, affonda fino a circa 1000m di profondità, dove si
colloca stabilmente diffondendosi per tutto l’Atlantico centrale a questa quota.
Il nucleo di Acqua Mediterranea può essere riconosciuta dai valori
particolari di temperatura e salinità maggiori rispetto alle acque atlantiche.
L'estremo strato misto dell'Acqua Mediterranea nell'Atlantico adiacente ha una
salinità di 36.5 ed una temperatura di 11°C.
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MASSE D'ACQUA SUPERFICIALI
La distribuzione delle masse d'acqua superficiali è fortemente
influenzata dalle traiettorie delle correnti superficiali, mentre la loro formazione
dipende dalle condizioni climatiche dell’area di origine.
Figura 7 – Circolazione generale superficiale degli oceani.
Generalmente le masse d'acqua superficiali includono sia lo strato misto
superficiale sia la parte superiore del termoclino permanente. Lo spessore di
queste masse d'acqua è variabile.
Nella zona equatoriale la salinità si mantiene bassa per le forti
precipitazioni e la temperatura si mantiene alta (v. capitolo Salinità). La densità
superficiale sarà bassa e la colonna d'acqua sarà stabile: si formerà solo una
massa d'acqua poco profonda. Le più grandi masse d’acqua equatoriali sono la
PEW (Pacific Equatorial Water ), la IEW (Indian Equatorial Water) e la IUW
(Indonesian Upper Water)
La regione degli anticicloni subtropicali è caratterizzata dalla subsidenza
di aria secca e da un'elevata evaporazione netta (Evaporazione Precipitazioni), conseguentemente si hanno elevate salinità nello strato
superficiale misto e quindi in tutta la massa d'acqua considerata.
Le masse superiori d'acqua che si formano nei vortici subtropicali (Acque
Centrali Atlantiche e Pacifiche sia settentrionali che meridionali, solo
meridionali per l’Oceano Indiano) hanno uno spessore considerevole. In
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regioni di convergenza come i vortici subtropicali, la superficie del mare si
innalza ed il termoclino si abbassa, portando ad un ispessimento dello strato
misto superficiale. In inverno il raffreddamento dell'acqua superficiale porta
all'instabilità della colonna e si verifica un energico mescolamento verticale, con
la formazione di una massa d'acqua spessa ed abbastanza omogenea.
Figura 8 – Principali masse d’acqua superficiali degli oceani.
Ad esempio, la massa d'acqua centrale che si forma in inverno nel Mar
dei Sargassi (WNACW, sigla di Western North Atlantic Central Water) ha
temperature comprese fra 20.0 e 7.0°C. In profondità quest'acqua arriva fino a
1000-1100m.
Le caratteristiche salinità-temperatura delle Acque Occidentali ed
Orientali Nord-Atlantiche (WNACW e ENACW) sono molto simili. Le
differenze riscontrate fra le acque Orientali e le Occidentali Nord Atlantiche,
cioè salinità maggiori di circa 0,1-0,2 lungo la sponda Orientale, derivano dalla
forte influenza dell'Acqua Mediterranea in questa zona.
L'Acqua superficiale Sub-Artica Atlantica e Pacifica
hanno
un’estensione abbastanza limitata per i condizionamenti imposti alla loro
diffusione dalle masse continentali e dalla morfologia dei fondali marini.
L’acqua superficiale che si forma nell’area antartica non trova invece
ostacoli sia per la sua formazione sia per la sua diffusione, tranne il
restringimento fisico creato dalle estreme propaggini dell’America meridionale
che si avvicinano al continente Antartico, cioè lo Stretto di Drake. L’Acqua
Superficiale Antartica e Subantartica occupano, per i suddetti motivi, una
parte considerevole dell’emisfero australe.
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MASSE D'ACQUA INTERMEDIE E PROFONDE
L'Acqua Occidentale Atlantica Sub-Artica e l'Acqua Mediterranea
sono esempi di masse d'acqua intermedie che fluiscono tra le masse d'acqua
superiori e le masse d'acqua profonde e di fondo. Dell’Acqua Mediterranea e
della sua diffusione nell’Atlantico si è discusso in precedenza
La prima, come la maggior parte delle Acque Intermedie, si forma nelle
regioni subpolari dove le precipitazioni superano l'evaporazione, quindi la sua
salinità è bassa. Consiste in larga parte di Acqua del Mare del Labrador che
sembra si formi in un vortice ciclonico sul lato esterno della Corrente del
Labrador (Figura 9).
Figura 9
Acqua del mare di Labrador (LSW):
formazione nella regione C e
circolazione a profondità intermedie
(500-2000m) →
Circolazione nei primi 500m:
- acque calde e salate → ;
- acque meno salate e fredde → ;
- masse di acque calde subtropicali
in raffreddamento →
Circolazione sotto i 2000m →
In estate la fusione di ghiaccio marino e degli icebergs abbassa la densità
dell'acqua che si accumula in superficie. In inverno, poi, l'acqua superficiale si
raffredda per la formazione dei ghiacci polari ed il passaggio di masse d'aria
Artiche fredde e secche, che prima attraversano a nord il Canada. L'aumento di
densità per il contemporaneo diminuire della temperatura (circa 3°C) ed
aumentare della salinità, anche se basso come valore assoluto (circa 34,9) è
sufficiente per avviare la convezione verticale.
L'acqua che si trova nel vortice viene sottoposta più volte a questo
processo di mescolamento cosicché può formarsi una massa d'acqua spessa
fino a 1500m. Il processo di destabilizzazione viene esaltato dai venti ciclonici
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che producono divergenza al centro del vortice con la risalita di acque dagli
strati inferiori.
L'Acqua del Mare del Labrador diffonde poi a profondità medie sia verso
est attraverso l'Atlantico settentrionale, sia verso sud lungo il margine
occidentale dell'oceano ed è caratterizzata da temperature di 3-4°C e da basse
salinità (<34,92). Deve essere quindi considerata un tipo d'acqua subpolare.
Il tipo d'acqua subpolare che si forma nella Zona Frontale Polare Antartica
è conosciuta come Acqua Intermedia Antartica (AAIW) ed è la massa
d'acqua intermedia più diffusa negli oceani. Ha temperature di 2-4°C e salinità
di circa 34,2 quindi più dolce dell'Acqua Atlantica Occidentale Sub-Artica e di
quella del Mare del Labrador. Dopo essere affondata alla convergenza nella
Zona Frontale, l'Acqua Intermedia Antartica diffonde verso nord attraverso
l'emisfero meridionale e nell'Oceano Atlantico può essere rintracciata fino
almeno 20°N.
Figura 10 - Distribuzione delle masse d’acqua intermedie e profonde nei tre oceani.
Le masse d'acqua profonde fluiscono sotto le acque intermedie e sopra
il fondo del mare. Quando le acque più profonde differiscono dalle sovrastanti
vengono denominate acque di fondo (Figura 10).
Le Acque Profonde Nord Atlantiche (NADW) si formano nel vortice
ciclonico subpolare nei Mari di Norvegia e di Groenlandia. Mentre il passaggio
10
fra questi mari e l'Atlantico settentrionale è abbastanza facile per le acque
superficiali, il plateau irregolare che si estende dalla Scozia alla Groenlandia e
attraverso le Isole Faeroe e l'Islanda, costituisce un certo ostacolo al fluire delle
acque a profondità maggiori di 400m ed una barriera completa per profondità
maggiori di 850m. Inoltre la topografia del fondo isola i Mari di Norvegia e di
Groenlandia dall'acqua più profonda nei Bacini Canadese ed Eurasiano.
Nei Mari di Norvegia e di Groenlandia arriva la Corrente Nord-Atlantica
che è la prosecuzione della Corrente del Golfo (T>8°C ed S>35,25). Circolando
nei Mari di Norvegia e di Groenlandia le acque si raffreddano
considerevolmente producendo una convezione profonda. L'acqua (T<0°C;
S≅34,9) affondando riempie il bacino, profondo 3000m, fino al livello della
soglia.
Figura 11 – Le principali masse d’acqua dell’Oceano Atlantico
In questa regione le abbondanti precipitazioni riducono la salinità nello
strato misto superficiale rispetto ai valori tipici della Corrente Nord Atlantica,
mentre l'ingresso di acqua profonda e più salata dal Mare Artico, derivante dalla
formazione stagionale della banchisa, incrementa la salinità al fondo dei Mari di
Norvegia e Groenlandia.
L'Acqua Profonda che si accumula nei bacini di Norvegia e di
Groenlandia, trabocca ad intermittenza oltre la barriera sottomarina in vari punti:
attraverso lo Stretto di Danimarca (tra l'Islanda e la Groenlandia), tra l'Islanda e
le Isole Faroer, ed attraverso uno stretto canale a sud delle Isole Faroer.
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Nel fluire verso il fondo dell'Atlantico si verifica un esteso mescolamento
turbolento con gli strati sovrastanti. Le caratteristiche della massa d'acqua
risultante dipendono non solo da quelle delle acque profonde dei Mari di
Norvegia e di Groenlandia, ma anche dalle caratteristiche delle acque superiori
e dal grado di mixing.
Sono distinguibili due tipi di Acque Profonde Nord Atlantiche, denominate
Acqua Profonda Atlantica Nord Orientale ed Acqua Profonda Atlantica
Nord Occidentale. Entrambe fluiscono principalmente sul lato occidentale della
Dorsale Medio-Atlantica. L'Acqua Profonda Atlantica Nord Orientale entra
nell'Atlantico tra l'Islanda e la Scozia. Consiste essenzialmente di una miscela
tra l'acqua profonda originale e la sovrastante Acqua Centrale Nord Atlantica,
con caratteristiche temperatura-salinità di 2,5°C e di 35,03. Gran parte di questa
Acqua Profonda Atlantica Nord Orientale fluisce attraverso la Zona di Frattura di
Gibbs nell'Atlantico occidentale per situarsi sopra l'Acqua di Fondo Atlantica
Nord Occidentale, quest'ultima costituita da acqua profonda che trabocca dalla
dorsale tra l'Islanda e la Groenlandia e successivamente coinvolge l'Acqua
Profonda Atlantica Nord Orientale, l'Acqua Centrale Nord Atlantica e
l'Acqua del Mare di Labrador nel suo transito lungo le coste della Groenlandia
meridionale fin nel Mare di Labrador (v. figura 9).
La massa d'acqua più diffusa nel mondo è l’Acqua di Fondo Antartica
(AABW) che si trova in tutti e tre i bacini oceanici, particolarmente nell'emisfero
meridionale. Si forma in inverno tutt'intorno il continente antartico e
particolarmente nel Mare di Weddel e nel Mare di Ross.
Figura 12 – Masse d’acqua antartiche.
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L'Acqua di Fondo Antartica più densa si forma sulla scarpata
continentale dove le acque costiere hanno salinità di 34,4-34,8 e temperature di
circa -2°C (queste basse temperature sono possibili perchè il punto di
congelamento dell'acqua di mare diminuisce all'aumentare della pressione).
L'acqua che affonda dalla superficie circola per qualche tempo sulla scarpata
prima di fluire giù da essa verso i fondali oceanici. Così facendo si mescola in
una certa misura con l'Acqua Profonda Circumpolare riducendo leggermente
la sua densità. La massa d'acqua che ne risulta non è così densa come le
Acque Profonde dei Mari di Norvegia e di Groenlandia di nuova formazione o
come l'Acqua Mediterranea, ma non deve superare barriere sottomarine o
attraversare stretti passaggi, dove cospicui volumi d'acqua meno densa
possono essere coinvolti con un vigoroso mescolamento turbolento. Perciò
l'Acqua di Fondo Antartica (-0,4°C e S=34,66) è la massa d'acqua più densa
in oceano aperto. Dopo la sua formazione quest'acqua circola verso est intorno
al continente Antartico, per un certo numero di volte prima di fluire verso nord.
Nel passaggio occidentale dell'Oceano Atlantico, l'Acqua Antartica di
Fondo scorre verso nord sotto l'Acqua Profonda Nord Atlantica che fluisce
verso sud (facilmente distinguibile per la sua salinità più elevata), ma sul lato
orientale della Catena Medio-Atlantica il passaggio verso nord dell'Acqua di
Fondo viene ristretto dalla Barriera di Walvis, che si estende verso sud-ovest
dall'Africa sud-occidentale verso la Catena Medio-Atlantica ad una profondità
inferiore a 3500m. Tuttavia sembra che sia una caratteristica generale comune
alla circolazione profonda quella di scorrere lungo il lato occidentale
dell'oceano, come avviene per l'Acqua Antartica di Fondo.
La massa d'acqua più grande, denominata Acqua Comune Oceanica
Pacifica ed Indiana (PIOCW), ammonta al 40% circa del volume totale delle
acque oceaniche.
Nel Pacifico settentrionale non c'è una regione da cui si origini Acqua
Profonda. L'Acqua del Mar Rosso e del Golfo Persico, una massa d'acqua
relativamente calda e salata, è la sola massa d'acqua densa che si forma in
prossimità dell'Oceano Indiano. L'Acqua Comune Oceanica Pacifica ed
Indiana si deve quindi formare da altre masse d'acqua: i candidati più probabili
sono l'Acqua Intermedia Antartica, l'Acqua Profonda Nord Atlantica e
l'Acqua Antartica di Fondo. Fra queste l'Acqua Antartica di Fondo è la
componente maggiore (circa il 50%), mentre l'Acqua Profonda Nord Atlantica
e l'Acqua Intermedia Antartica contribuiscono ognuna per circa il 25%.
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Figura 13 – Le principali masse d’acqua degli Oceani Indiano e Pacifico
Come detto prima, l'Acqua Profonda Nord Atlantica fluisce nell'Oceano
Meridionale nel bacino occidentale dell'Atlantico, qui si mescola con l'Acqua
Intermedia Antartica sopra e con l'Acqua Antartica di Fondo in basso. Continua
poi il suo transito principalmente verso est aggirando le coste del Sud Africa
(mescolandosi ancora con altre masse d'acqua) e continua scorrendo verso
nord nel bacino Indiano e successivamente nel Pacifico.
Figura 14 – Il “nastro trasportatore” della grande circolazione termoalina oceanica
Questo grande circuito che le acque profonde percorrono negli oceani del
mondo costituisce il meccanismo fondamentale di ricambio fra acque
superficiali e profonde, il “nastro trasportatore” (conveyor belt) che
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attraversa il fondo degli oceani per poi riemergere e rifare il cammino inverso in
superficie. In questo percorso le acque calde superficiali cedono il loro calore
all’atmosfera, nel momento in cui si raffreddano affondando nelle zone polari e
iniziano il loro viaggio nelle profondità marine. Quando gli upwellings le
riportano in superficie negli oceani Indiano e Pacifico, possono assorbire il
calore del sole lungo il percorso fino al Nord Atlantico dove ricominceranno il
loro ciclo.
Nel discutere la formazione dell'Acqua di Fondo Antartica, occorre
sottolineare un aspetto importante della stratificazione delle acque polari, sia
nell'Artide sia nell'Antartide. Tranne i luoghi dove è in corso la formazione di
ghiaccio, l'acqua superficiale è relativamente dolce, per gli effetti combinati delle
precipitazioni in eccesso e della produzione di acqua di fusione, ed è anche
molto fredda. Sotto lo strato superficiale c'è generalmente uno strato di acqua
relativamente calda e, nonostante ciò, più densa per la sua maggiore salinità.
La stabilità di questa stratificazione può essere distrutta dal mescolamento
turbolento causato dal vento e dal concomitante aumento della densità delle
acque superficiali.
Alle latitudini polari, il meccanismo principale di incremento della densità
delle acque superficiali è il raffreddamento operato dei venti durante l’inverno.
Nell'Oceano Meridionale, dove la produzione stagionale di ghiaccio è maggiore,
l'interazione fra ghiaccio e acque superficiali ha il ruolo principale nella
formazione di acque più dense.
Questa interazione viene bene illustrata attraverso la discussione della
formazione delle polinie, cioè aree di acqua libere dal ghiaccio incluse nella
banchisa invernale.
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LE POLINIE
Ci sono due tipi di polinie: polinie costiere e polinie di mare aperto.
Le polinie costiere si formano quando forti venti (venti catabatici)
soffiano dalle zone polari interne spingendo il ghiaccio di nuova formazione
lontano dalla linea di costa ed esponendo zone di mare aperto fino ad
un'ampiezza di 50-100km.
Le polinie di mare aperto si formano lontano dalla costa nella banchisa
polare e comprendono le polinie più ampie e di maggior durata.
Figura 15 - Distribuzione delle principali polinie in Artide ed in Antartide
Figura 16 - Immagini di polinie riprese da satellite
Ad esempio la polinia di Weddel è una vasta area di oceano aperto,
osservata la prima volta nel Mare di Weddel, in Antartide, per tre inverni
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consecutivi con la dimensione maggiore oscillante fra 1000 e 350 km. La polinia
di Weddel si forma ogni anno approssimativamente nella stessa posizione,
sopra un rilievo topografico del fondo marino, noto come Bassopiano di Maud.
La sua formazione può essere perciò legata ad una risalita di acque subsuperficiali relativamente calde e questa spiegazione può essere data per molte
polinie di mare aperto.
Figura 17 – Collocazione della polinia di Weddel in anni diversi.
Sia le polinie costiere che quelle di mare aperto sono luoghi dove l'acqua
superficiale può essere raffreddata e destabilizzata innescando convezioni fino
in profondità.
Il meccanismo di dispersione del calore nell'atmosfera per i due tipi di
polinie è diverso.
Le polinie costiere vengono definite fabbriche di ghiaccio marino: il
vento spinge il ghiaccio lontano dalle coste via via che si forma, riesponendo la
superficie del mare all'aria con la conseguente formazione di altro ghiaccio. La
produzione continua di ghiaccio libera grandi quantità di calore in forma di
calore latente di congelamento.
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Questo è il calore rilasciato all'atmosfera e perduto dall'acqua oceanica, la
cui temperatura si mantiene prossima al punto di congelamento (-1,9°C)
durante la formazione dei cristalli di ghiaccio, analogamente al rilascio di calore
verso l'atmosfera che si verifica quando il vapore d'acqua condensa in forma
liquida.
Le polinie costiere producono ghiaccio su vasta scala, probabilmente la
maggior parte di quello che si forma nell'adiacente Oceano Antartico. E' stato
valutato in più di 300W/m2 il flusso di calore verso l'atmosfera prodotto da una
polinia costiera, sufficiente a fornire ogni giorno uno strato di ghiaccio spesso
10 cm al mare circostante.
Così come avviene per le Acque Profonde Nord Atlantiche, la formazione
di ghiaccio determina un aumento della salinità dell'acqua superficiale. Questo
effetto è molto marcato nelle polinie costiere dove il ghiaccio viene
continuamente formato e rimosso dall'area. L'acqua superficiale in
corrispondenza è più salata e più fredda e l'incremento di densità la porta ad
affondare.
Figura 10 - Meccanismo di funzionamento delle Polinie
Nelle polinie di mare aperto il calore viene perso dalla superficie del
mare principalmente per conduzione e convezione. L'acqua raffreddata in
superficie scende in profondità e viene sostituita da acqua subsuperficiale più
calda che a sua volta viene raffreddata ed affonda, si formano così celle di
convezione profonda. Ad esempio, dopo la formazione della polinia di Weddel
la temperatura dell'acqua profonda cambia drasticamente diminuendo fino a
0,8°C su tutta la colonna d'acqua fino a 2500m.
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Si ritiene che l'Acqua di Fondo Antartica si formi sia sulla scarpata
continentale Antartica sia al largo. A circa 60°S in direzione del Polo la
differenza di densità fra lo strato superficiale di acqua fredda e dolce ed il
sottostante più caldo e salato, noto come Acqua Profonda Circumpolare è
lieve, con notevole facilità di destabilizzazione della stratificazione. I venti forti
mescolano insieme i due strati, aiutati dalla turbolenza prodotta anche dai
ghiacci flottanti. Questo mescolamento combinato con l'aumento di densità
delle acque superficiali, particolarmente nelle polinie, produce una massa
d'acqua densa che affonda e si mescola con le acque sottostanti per produrre
l'Acqua di Fondo Antartica.
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