capitolo 03

3. LA CHIMICA DELL'ACQUA DI MARE
3.1. ORIGINE ED EVOLUZIONE DELLE ACQUE MARINE ED OCEANICHE
Le acque dei bacini marini ed oceanici si possono considerare come una soluzione salina
contenente, oltre ai sali disciolti, alcune sostanze inorganiche in sospensione colloidale, sostanze
gassose in soluzione e sostanze organiche in sospensione.
Il volume delle acque oceaniche (di profondità media di 3800 m) è di 1372 x 10 6 km3, pari a 12
volte quello delle terre emerse e la densità media dell'idrosfera marina è di 1,026 per gli strati
più superficiali.
Una delle prime domande che vengono in mente a chi studia il mare nel suo complesso riguarda
la storia e l'evoluzione delle masse d'acqua marine ed oceaniche. Abbiamo visto che la
morfologia dei bacini oceanici non è casuale, ma è frutto di un processo dinamico che interessa
la maggior parte del volume terrestre; anche la composizione, la disposizione e la massa delle
acque marine ed oceaniche sono frutto dei processi evolutivi del nostro pianeta, in parole
semplici: le acque marine ed oceaniche come si sono formate? Quale era la loro composizione
primordiale? Sono sempre state così abbondanti o la loro quantità è variata nel tempo?
Rispondere a tutti questi interrogativi non è semplice, ma è possibile effettuare delle ipotesi
analizzando l'evoluzione della Terra nel tempo, attraverso le testimonianze del passato (fossili e
antiche formazioni rocciose) e analizzando i processi chimici che interessano le rocce, le acque,
i gas e la vita.
Per poter comprendere bene i processi che regolano gli equilibri fra gli atomi che compongono
la materia e che ne regolano le fasi è necessario ricorrere alla scienza che si occupa delle
trasformazioni e dei trasferimenti di materia sulla Terra: questa scienza è la Geochimica.
3.1.1. Nozioni introduttive di geochimica
La geochimica, che fa parte della cosmochimica, è la scienza della Terra che si occupa dello
studio del comportamento e delle combinazioni degli elementi chimici negli ambienti naturali,
del trasferimento degli elementi chimici fra ambienti diversi, dei processi chimici e chimicofisici che regolano la mobilità, lo stato e le combinazioni degli elementi e delle interrelazioni
chimiche fra gas, solidi e liquidi. Dal punto di vista geochimico nell'insieme formato dal pianeta
Terra e dai gas che la avviluppano vengono individuate una serie di "sfere geochimiche" che
delimitano insiemi chimico-fisici a caratteristiche omogenee: atmosfera, litosfera, idrosfera,
biosfera e siderosfera.
L'atmosfera rappresenta l'insieme dei gas che avviluppano la Terra e si suddivide a sua volta
(salendo dalla superficie terrestre verso gli spazi interplanetari) in troposfera, stratosfera,
mesosfera e termosfera (Fig.1).
L'idrosfera è il complesso discontinuo delle acque che si trovano sulla superficie della terra e
comprende le acque marine ed oceaniche, le acque continentali, le nevi, i ghiacci continentali ed
il vapor acqueo atmosferico. Dell'idrosfera fanno parte anche le sostanze chimiche disciolte, di
conseguenza per composizione chimica dell'idrosfera si considera la composizione chimica
dell'acqua e delle sostanze in essa disciolte.
La litosfera rappresenta la porzione di mantello che prende parte ai processi di formazione
crostale, la crosta continentale ed oceanica e quindi l'insieme delle rocce solide e liquide, dei
minerali, dei suoli e dei sedimenti incoerenti, che sono presenti sulla Terra. All'interno della
43
litosfera si individuano la calcosfera, che rappresenta l'insieme dei solfuri e l'astenosfera, che
rappresenta la porzione superiore del mantello differenziata per specie mineralogiche e
differente risposta elastica alla propagazione di onde acustiche. La definizione di litosfera è
tuttora incerta in quanto non si ha ancora la certezza della dinamica subcrostale e quindi dei
processi di scambio chimico e trasferimento di materia che avvengono nell'insieme compreso fra
la superficie terrestre e la superficie superiore del nucleo terrestre.
La biosfera rappresenta l'insieme delle parti dell'atmosfera, dell'idrosfera e della litosfera dove
hanno sede i processi di scambio chimico legati alla presenza della comunità comprendente tutti
gli esseri viventi: alghe, microorganismi, piante, animali.
Infine la siderosfera è considerata l'insieme dei minerali di nichel e ferro costituenti il nucleo
terrestre.
In questa trattazione esamineremo ad un certo livello di dettaglio solamente l'idrosfera.
Temperatura
-200° C
-100° C
0° C
100° C
200° C
300° C
TERMOSFERA
IONOSFERA
1000 km
Mesopausa
100 km
MESOSFERA
Stratopausa
STRATOSFERA
Ozonosfera
Tropopausa
10 km
TROPOSFERA
Fig.1 Struttura verticale dell’atmosfera
44
3.1.2. L'idrosfera
Analizziamo quantitativamente le masse d'acqua che compongono l'idrosfera e la loro
distribuzione. La superficie terrestre, circa 510.000.000 km2, è occupata per quasi l'81%
dall'idrosfera.
La quasi totalità dell'idrosfera, circa il 99% in peso ed il 98% in volume, è rappresentata dalla
talassosfera che rappresenta l'insieme delle acque marine ed oceaniche. La talassosfera
rappresenta in massa circa 1/4500 della massa terrestre e circa 1/800 del volume. Di seguito
vengono esposti alcuni dati riferiti alla distribuzione delle acque nell'idrosfera.
OCEANI
Volume
361.059.000 km2 (70,8% della superficie Terrestre)
1.372 . 106 km3
Massa
1.406.000 . 1018 g
Area
GHIACCI E NEVI
Area
Volume
15.100.035 km2 (10% della superficie Terrestre)
9.528.249 km3
ACQUE CONTINENTALI
Massa
250 . 1018 g
VAPOR ACQUEO
Massa
13 . 1018 g
Sulla superficie terrestre vi è una disponibilità di acqua di circa 273 litri per centimetro quadrato
di superficie, ripartiti come nella seguente tabella, (Tab1):
Tab.1 Disponibilità di acqua (espressa in ml) per cm2 di superficie terrestre
1 Totale delle acque disponibili
2 Acque oceaniche e marine
3 Ghiacci e nevi
4 Acque continentali
5 Vapor acqueo
273003 ml/cm2
268000 ml/cm2
4500 ml/cm2
100 ml/cm2
3 ml/cm2
3.1.3. Gli oceani nel Tempo
3.1.3.1. La formazione della Terra e le ere geologiche
Solo dal momento in cui gli scienziati hanno iniziato ad utilizzare la radioattività, una volta
scoperta, per studiare la storia della terra, è stato possibile definire una scala temporale degli
eventi che hanno portato all’evoluzione della Terra.
Le rocce spesso contengono differenti elementi pesanti radioattivi che decadono, con differenti
specifici ratei1, in lunghi periodi di tempo, a volte anche miliardi di anni, indipendentemente
dalle condizioni fisiche e chimiche nelle quali si trovano.
1
I ratei di decadimento spesso sono molto lenti e i tempi di dimezzamento di milioni di anni sono comuni. Tra gli isotopi
più utilizzati nelle datazioni radiometriche vi sono il rubidio 87 che decade lentamente in stronzio87, il potassio 40 che
decade in argon 40 e calcio 40 e l’uranio238 che decade in piombo 206. Per le datazioni archeologiche si utilizza invece il
carbonio14 che si trasforma in azoto14 in un tempo molto più piccolo.
45
Durante questo ultimo secolo i geologi hanno cercato le rocce più antiche del mondo. La più
antica roccia ignea che è stata trovata è stata datata 3.75 miliardi di anni. Alcuni meteoriti
formati allo stesso periodo della terra, datati mediante radioattività hanno fornito un’età di circa
4.55 miliardi di anni.
I cosmologi, a seguito degli studi effettuati con il telescopio spaziale di Hubble 2, suppongono
che il Sole e i pianeti del nostro sistema solare si sono formati da una una nebulosa rimanente
dall’esplosione di una stella.
Secondo la teoria della formazione delle stelle i gas della nebulosa iniziarono a concentrarsi di
nuovo in una protostella che sarebbe divenuta il Sole. In questo caso però i gas non erano
composti solamente da elio e idrogeno ma anche di un miscuglio di elementi costitutivi dei
pianeti. Una nube di elementi e particelle iniziò a ruotare intorno alla protostella in un nuovo
vortice gravitazionale. La turbolenza gravitazionale intorno al sole causò l’accorpamento delle
particelle in oggetti sferici che ruotavano intorno al Sole. In una prima fase molti piccoli corpi
sferici competerono per i territori orbitali sino a quando, dopo una serie di collisioni e
accrescimenti, la configurazione del nostro sistema solare si definì con i nove pianeti orbitanti e
altri corpi secondari quali asteroidi e comete.
La principale teoria quindi che viene attualmente accettata riguardo la formazione della Terra è
quella che la vede formata per accrescimento in seguito ad accumulo di particelle solide e
"oggetti planetesimali" .
Per circa 500 milioni di anni è rimasto solido e relativamente freddo, circa 2000°F. I principali
costituenti erano ferro e silicio con piccole quantità di altri elementi alcuni dei quali radioattivi.
Col passare del tempo, milioni di anni, l’energia rilasciata dal decadimento radioattivo, per lo
più di uranio, torio e potassio, riscaldava gradualmente la terra sciogliendo molti dei suoi
costituenti. Il ferro, scioltosi prima dei silicati, sprofondò verso il centro della Terra, forzando
verso l’esterno i silicati più leggeri, formando così, circa 4 miliardi di anni fa, un nucleo
primordiale.
La protosuperficie terrestre fu sconvolta da fenomeni parossistici sino alla separazione del
nucleo di ferro al centro da uno spesso mantello di silicati. Attorno a questo una sottile crosta di
rocce solide si andava formando nel tempo, le cui depressioni naturali si configuravano come
bacini nei quali l’acqua precipitava a formare gli oceani primitivi.
Per poter comprendere l'evoluzione degli oceani nel tempo però è necessario uniformarsi ad una
scala temporale e quindi introdurre il concetto delle ere geologiche.
Dallo studio delle formazioni rocciose stratificate nel tempo (le più giovani a sovrapporsi alle
più antiche) e dei fossili in esse contenuti, con l'ausilio di moderni metodi strumentali, basati sul
principio del decadimento radioattivo degli isotopi di alcuni atomi, che hanno consentito di
datare con notevole precisione le rocce, è stato possibile costruire una storia datata della Terra
comprendente differenti spazi temporali.
Gli insiemi di spazi temporali, definiti da caratteristiche omogenee, ha consentito di costruire
una griglia di riferimento temporale all'interno della quale trovassero logica collocazione i
differenti strati delle rocce e gli avvenimenti in esse registrati: questa griglia prende nome di
"scala geocronologica" (Tab.2).
Mediante il telescopio di Hubble sono stati osservati dischi di polveri che circondavano l’ultima metà delle stelle nella
nebulosa di Orione, elemento questo che ha portato ad una serie di considerazioni sulla natura dei materiali che hanno
originato il sistema solare
2
46
Cambriano
Ordoviciano
Silurano
Devoniano
Carbonifero
Permiano
Triassico
Giurassico
Cretacico
Tempo ML
495
443
417
354
290
248
206
142
Era
600
Eone
545
Cenozoico
4000
Mesozoico
Paleozoico
(Prevendiano)Proterozoico
Archeano
4600
(Vendiano)
PriscoanoHadeano o
Tempo ML
2500
Era
CENOZOICO
MESOZOICO
PALEOZOICO
Eone
ARCHEOZOICO O PRECAMBRIANO
65
Periodo
545
Tab.2 Esempio di scala geocronologica
FANEROZOICO
FANEROZOICO
47
Nelle tabelle seguenti sono evidenziate una serie di "date" importanti nella storia della Terra
(Tab 3-4).
Tab.3
Miliardi
di anni
4,6
4,0
3,5
2,5
1,5
1
LA NASCITA
LE ROCCE PIÙ ANTICHE
I FOSSILI PIÙ ANTICHI (batteri e alghe blu)
ACCUMULO DI OSSIGENO LIBERO
FORMAZIONE DEL I° SUPERCONTINENTE
cambia scala: da miliardi a milioni
Tab.4
Milioni
di anni
600
500
400
300
200
65
35
15
5
1,5
0,1
ORGANISMI PLURICELLULARI
Fratturazione del I° supercontinente e primi pesci
Formazione dell'ozonosfera e Prime piante terrestri
PRIMI RETTILI
PRIMI UCCELLI E MAMMIFERI
Estinzione dei dinosauri e Orogenesi Alpina
Collisione fra India e Asia
Orogenesi Himalayana
Comparsa dell'Australopithecus
Comparsa dell'Homo erectus
Comparsa dell'Homo Sapiens Neanderthalensis
3.1.3.2. La formazione dell'atmosfera
La formazione dell'attuale atmosfera è dovuta a tre momenti fondamentali (Fig.2).
1.
L'agglomerazione progressiva della Terra è stata accompagnata da una progressiva
separazione di materia per densità con la formazione di un nucleo centrale costituito da Nichel e
Ferro e la formazione di un mantello costituito da minerali pesanti. Le frazioni di elementi più
leggeri causarono la separazione di una atmosfera residuale e la progressiva formazione dei
primi scudi cristallini sialici.
L'atmosfera così costituita era formata da composti altamente ridotti e principalmente da: CH 4 e
H2. I componenti minori erano H2O, N2, H2S, NH2+, Ar, He.
2.
Una sostanziale modifica dell'atmosfera terrestre residuale fu causata dalle emissioni
gassose vulcaniche fortemente riducenti: H2O, CO2, SO2, H2S, N2, CO, Cl2, HF, (O2 in
piccolissime quantità con una pressione parziale di 10-7 atm.).
Si venne così a costituire l'atmosfera primordiale che era formata da:
48
• componenti principali: azoto (N2) con minori quantità di vapor acqueo (H 2O), anidride
carbonica (CO2), argon(Ar);
• componenti in tracce: composti ridotti (CH4, H2, H2S, NH4+) più He e Ne.
La testimonianza dell'ossigeno libero è data dai più antichi orizzonti di ossidi di ferro che
risalgono a 2,5 miliardi di anni fa.
3.
L'azione fotosintetica delle alghe e delle piante ha portato all'aumento progressivo
dell'ossigeno libero che, con il passare del tempo, ha sostituito l'anidride carbonica fra i
componenti principali dell'atmosfera sino alla attuale composizione:
• componenti principali: N2, O2;
• componenti secondari: Ar, CO2;
• componenti in tracce: Ne, Kr, He, Xe, H2, O3, Rh.
Fig.2 Distribuzione dell’ ozono al polo sud. La zona centrale detta “buco dell’ozono”
presenta dati inferiori ai 150 PU
(Rappresentazione del buco dell'ozono realizzata dal Royal Netherlands Meteorological Institute (RNMI))
3.1.3.3. La formazione degli Oceani
Quando e come si formarono quindi gli oceani?
Dall'atmosfera primordiale poterono iniziare le prime piogge, perché in essa era contenuto il
vapor acqueo; dovette passare comunque un certo periodo di tempo per consentire un accumulo
sufficiente a giustificare la precipitazione dell'acqua. La Terra inoltre doveva essere ancora
calda, infatti le rocce più antiche si formarono 4 MLD di anni fa, dopo 0,600 MLD di anni dalla
sua formazione.
Lentamente la crosta terrestre andava raffreddandosi, dall'atmosfera primordiale continuavano le
precipitazioni che concorrevano alla formazione dei mari primordiali insieme alle acque sorgive
49
di origine idrotermale. Queste acque, ricche in elementi rari, rappresentano l'ultimo stadio dei
processi petrogenetici. Attualmente molte di queste sorgenti sono presenti lungo le dorsali
medio-oceaniche. è stato calcolato che la quantità di acqua versata dalle sorgenti idrotermali
rappresenta una piccola percentuale di quella che arriva in mare (circa 1%), ma da sola giustifica
la presenza degli oceani.
In queste condizioni primordiali sulla superficie terrestre si generò il ciclo dell'acqua che veniva
alimentato nel tempo dall'acqua che proveniva dalla differenziazione del processo costitutivo
della crosta terrestre, sia sotto forma di vapor acqueo nelle emissioni vulcaniche, sia
direttamente come fluidi idrotermali e andava quindi formando l'originale idrosfera.
I mari e gli oceani primordiali che si vennero a costituire dovevano avere una maggiore
estensione e una minore profondità, e questo per due motivi: il primo è che i cicli orogenetici
hanno progressivamente accresciuto la crosta continentale levando superficie agli oceani, il
secondo è che con il passare del tempo è aumentata la quantità di acqua sulla superficie terrestre
essendo continuati nel tempo gli apporti di origine endogena (vapor acqueo vulcanico e acque
idrotermali).
Una prima data nella storia degli oceani la possiamo fissare con l'apparire delle prime forme di
vita. I fossili più antichi trovati sulla Terra sono alghe blue-verdi e sono datate 3,5 MLD di anni.
Queste primitive forme di vita richiedevano la luce solare per la fotosintesi e
contemporaneamente dovevano essere protette dai raggi ultravioletti: vi doveva essere quindi un
oceano primordiale in grado di consentire lo sviluppo di queste alghe in quantità tale da
provocare la trasformazione dell'atmosfera liberando ossigeno dall'acqua e fissando anidride
carbonica (fotosintesi clorofilliana).
Questo processo era favorito dalle grosse quantità di anidride carbonica presente nell'atmosfera
e quindi nell'acqua: l'anidride carbonica (come vedremo nei prossimi capitoli) è un gas molto
solubile nell'acqua.
La composizione degli oceani primordiali era sicuramente differente da quella attuale, non la si
può conoscere esattamente ma la si può ipotizzare con buona approssimazione.
L'anione principale doveva essere Cl- e i carbonati (HCO3-) dovevano essere presenti in grosse
quantità, questo perché Cl2 e CO2 sono i gas preponderanti nelle emissioni vulcaniche subaeree
e subacquee e perché lo zolfo proveniente dalle stesse emissioni era presente in forma di solfuri
insolubili (H2S) piuttosto che di solfati (HSO4-) solubili.
I cationi più abbondanti dovevano essere Fe 2+ e Mn2+ in quanto sono solubili e sono i principali
costituenti della crosta terrestre. (Ferro e manganese sono solubili solamente nelle forme ridotte
che erano consentite dall'ambiente primordiale riducente).
Si era costituito un oceano primordiale in equilibrio geochimico ed idrologico. L'aumento di
acque era così lento da poterlo definire praticamente ininfluente ai fini delle variazioni di
ambiente geochimico. Per molti milioni di anni l'ambiente geochimico quindi fu stabile con un
proprio ciclo dell'acqua poi gradatamente, sempre nel corso di molti milioni di anni, accadde
qualcosa che spostò l'equilibrio geochimico degli oceani e che li portò alla loro attuale
costituzione.
Ciò che ha spostato l'equilibrio geochimico degli oceani ed ha portato alla loro attuale
costituzione è stato il capovolgimento del rapporto fra CO 2 ed O2 a favore di quest'ultimo
causato dalla fotosintesi clorofilliana delle alghe.
In questa maniera l'ambiente atmosferico e marino si è trasformato da riducente in ossidante.
Gli ioni Fe e Mn che erano presenti in forma bivalente (ridotta) e solubile, ossidandosi si sono
venuti a trovare in una forma insolubile e quindi sono precipitati.
50
Un'altra trasformazione geochimica è legata alla precipitazione di sedimenti carbonatici
(CaCO3) dovuta agli organismi che avevano sviluppato uno scheletro calcareo, altri organismi
invece svilupparono uno scheletro siliceo e provocarono la precipitazione della silice.
L'abbondanza dell'ossigeno che si veniva a liberare nell'atmosfera ebbe come importantissima
conseguenza la formazione di uno strato di ozono (O 3) nell'atmosfera (ozonosfera). La presenza
di questo strato, limitando fortemente il passaggio dei raggi ultravioletti, ha consentito 400
milioni di anni fa l'espansione della vita sulla superficie terrestre innescando così tutti quei
processi evolutivi che hanno portato alla attuale configurazione della biosfera; a ciò ha
contribuito anche la normalizzazione della temperatura con la formazione dei gradienti termici e
dei ghiacci polari.
3.2. IL CICLO DELL'ACQUA E GLI OCEANI
3.2.1. Generalità
La collocazione del ciclo dell'acqua nell'ambito dei cicli geochimici: il grande ciclo ed il piccolo
ciclo.
Uno dei principali argomenti della geochimica è lo studio dei cicli geochimici degli elementi e
delle sostanze. Per ciclo geochimico si intende il percorso che può effettuare un elemento da una
qualsiasi sfera geochimica, presa ad origine del ciclo, dove l'elemento si trova ordinato in forma
stabile, attraverso differenti sfere geochimiche, dove l'elemento subisce trasformazioni di stato
chimico e\o fisico, sino al ritorno nella forma primitiva alla sfera geochimica di origine.
Quando elementi, o sostanze, transitano nella biosfera si parla di cicli biogeochimici.
La migrazione degli elementi attraverso le differenti sfere geochimiche è riportabile comunque
ad un ciclo principale all'interno del quale trovano collocazione i cicli di trasferimento dei
singoli atomi o sostanze. Questo ciclo principale si chiama "grande ciclo" e consente di
esaminare i trasferimenti degli elementi e le relative trasformazioni che subiscono attraverso le
principali sfere geochimiche esterne: atmosfera, biosfera, idrosfera e litosfera. In altre parole il
grande ciclo consente di analizzare le interrelazioni esistenti fra le differenti sfere geochimiche.
Oltre a questo il grande ciclo permette di seguire gli spostamenti di massa e le relative
trasformazioni chimico fisiche della materia attraverso le sfere geochimiche considerate.
è necessario sottolineare che non tutti gli elementi una volta mobilitati, per tornare alla forma
originale, debbano effettuare tutto il percorso del grande ciclo. Ogni elemento infatti ha un
proprio ciclo che trova sempre una sua collocazione all'interno del grande ciclo.
In particolare si evidenzia all'interno del grande ciclo il ciclo minore o ciclo esogeno che
consente di seguire il destino degli elementi chimici e della materia escludendo i processi
metamorfici e di migmatizzazione che subiscono i sedimenti.
Una parte importante del piccolo ciclo è collegata all'azione di trasporto chimico e fisico
esercitata dalle acque. All'interno del piccolo ciclo si può così individuare un ciclo dell'acqua.
51
3.2.2. Il ciclo dell'acqua o ciclo idrologico
L'acqua ha un comportamento ciclico, schematicamente rappresentato nella figura, che assume
caratteristiche diverse in funzione delle condizioni climatiche.
Il ciclo idrologico (Fig.3) rappresenta il modello del flusso di trasferimento di materia fra le
diverse sfere geochimiche presenti sulla superficie terrestre.
Fig.3
P = totale delle precipitazioni
S = acque provenienti dalla litosfera di origine endogena
E = evapotraspirazione
R = ruscellamento di superficie
F = acque provenienti dalla litosfera di origine esogena
I = infiltrazione
M = acque trascinate nel Mantello nelle zone di subduzione
Osservando l'illustrazione si possono fare una serie di osservazioni relative al rapporto fra il
ciclo dell'acqua e la talassosfera. Alla abbondanza della talassofera concorrono solamente le
acque di origine endogena, sia apportate direttamente dalle sorgenti idrotermali sottomarine sia
dalla frazione delle piogge comprendenti i vapori acquei provenienti dalle emanazioni
vulcaniche (omesse nell'illustrazione).
Alla composizione chimica della talassosfera concorrono invece oltre alle acque di origine
idrotermale anche le acque di ruscellamento e di precipitazione. Infatti le prime trasportano con
loro una serie di elementi chimici in soluzione e sostanze in sospensione che raccolgono sulla
superficie della terra emersa, le seconde trascinano nella loro caduta gas e particolato fine
sospeso nell'atmosfera: contribuiscono così entrambe all'equilibrio geochimico della
talassosfera.
Le perdite di acqua dall'idrosfera avvengono principalmente con il trascinamento della crosta
oceanica nelle zone di subduzione.
52
Dallo studio della composizione interna della Terra è probabile che il limite inferiore
dell'idrosfera coincida con il limite inferiore dell'astenosfera.
In definitiva la composizione chimica dei mari e degli oceani è quindi funzione del ciclo
dell'acqua e della capacità dell'acqua di mobilitare e trasportare gli elementi chimici presenti
sulla superficie terrestre. Ci si dovrebbe quindi aspettare una composizione delle acque marine
ed oceaniche proporzionale alla disponibilità di elementi presenti sulla crosta terrestre. In realtà
questo non avviene, si nota che l'acqua di mare nel tempo ha accumulato alcuni elementi e ne ha
esclusi altri.
Nei capitoli che seguono si esamineranno i principali fattori che concorrono all'equilibrio
geochimico della talassosfera.
3.2.3. Gli elementi costitutivi della Terra ed il loro comportamento
La composizione percentuale di un singolo elemento rispetto al totale degli elementi che
costituiscono un sistema viene detta abbondanza dell'elemento nel sistema considerato.
3.2.3.1. L'abbondanza degli elementi nel cosmo
Dallo studio degli spettri di emissione delle atmosfere stellari, dei corpi celesti in genere e
dall'analisi chimica delle meteoriti è stato possibile effettuare una ricostruzione della
abbondanza degli elementi nel cosmo. In questo caso per definire l'abbondanza si è scelto come
riferimento il silicio la cui abbondanza viene posta uguale a 10 6 atomi (vedi illustrazione).
Dall'osservazione dei dati così calcolati si denota genericamente che:
1. l'abbondanza degli elementi decresce al crescere del numero atomico;
2. gli elementi aventi numero atomico pari sono più abbondanti di quelli aventi numero
atomico dispari (detta anche legge di Oddo-Harkins, alla quale peraltro fanno eccezione
pochi elementi).
3.2.3.2. La composizione della Terra
La determinazione della composizione della Terra è stata effettuata parte dalle indagini dirette e
parte attraverso la ricostruzione delle fasi chimico-fisiche possibili, corrispondenti alle densità
individuate dallo studio della propagazione delle onde sismiche.
La composizione della Terra rispetta nelle linee generali la composizione cosmica, ma presenta
sostanziali differenze soprattutto per quanto riguarda le abbondanze degli elementi volatili.
Escludendo i volatili si può vedere che la Terra è costituita principalmente da Ferro, Ossigeno,
Silicio e Magnesio. Nella seguente tabella (Tab.5) vengono riportate le percentuali dei primi 15
elementi secondo Mason 1966.
53
Tab.5 Abbondanza dei primi 15 elementi della Terra
Fe
34,63
O
29,53
Si
15,20
Mg
12,70
Ni
2,39
S
1,93
Ca
1,13
Al
1,00
Na
0,57
Cr
0,26
Mn
0,22
Co
0,13
P
0,10
K
0,07
Ti
0,05
3.2.3.3. La classificazione geochimica ed il carattere geochimico degli elementi
La ripartizione degli elementi nella Terra non è costante, ma varia attraverso le differenti sfere
geochimiche. La ripartizione non casuale degli elementi e la loro tendenza ad accumularsi
selettivamente in differenti sfere geochimiche determina il "carattere geochimico" degli elementi
stessi.
Si può osservare infatti che ogni sfera geochimica è arricchita in elementi differenti i quali ne
determinano la specificità e ne conferiscono le caratteristiche.
In funzione quindi delle sfere geochimiche e del carattere geochimico degli elementi è possibile
definire la classificazione geochimica degli elementi: atmofili, idrofili (e talassofili), litofili,
biofili e siderofili.
3.2.3.4. La composizione della crosta terrestre
La porzione di crosta terrestre che viene alterata dagli agenti atmosferici e che quindi rende
disponibili gli elementi chimici al trasporto fisico consiste nella parte superficiale della crosta
continentale, rappresentata dalle rocce e dai suoli emersi. Le rocce che concorrono alla
disponibilità degli elementi non sono comunque solamente quelle superficiali, ma anche quelle
soggette al percolamento di soluzioni acquose che asportano taluni elementi e li rendono
disponibili all'idrosfera.
Le rocce che costituiscono la crosta continentale si dividono in rocce ignee, sedimentarie e
metamorfiche (che derivano dalle prime due a seguito della modificazione dello stato
mineralogico) a seconda della loro origine geologica.
Le rocce ignee sono le rocce che hanno origine direttamente dai magmi fusi e si suddividono in
due grandi famiglie, a seconda della composizione chimica: basalti e graniti. Le rocce a
composizione basaltica contengono la frazione mineralogica più pesante e costituiscono la
totalità delle rocce della crosta che si origina lungo le dorsali oceaniche e la frazione più
profonda della crosta continentale; le rocce a composizione granitica contengono più silice
(SiO2), sono più leggere e costituiscono da sole oltre il 50% della crosta continentale.
54
Le rocce sedimentarie possono essere sia silicee sia carbonatiche, sono distribuite come una
pellicola superficiale discontinua e di spessore variabile al di sopra delle rocce ignee.
Dallo studio della distribuzione e dell'abbondanza dei vari tipi di rocce è stata calcolata la
composizione della crosta terrestre. Diversi scienziati si sono cimentati a tale scopo con
metodologie differenti (Poldervaart - 1955, Vinogradov - 1962, S.R. Taylor - 1964, Horn e
Adams - 1966, Ronov e Yaroshenky -1969) ma sono giunti a risultati simili.
L'ossigeno è l'elemento più abbondante della crosta terrestre, ne rappresenta infatti circa il 50%
in peso, ed insieme a pochi altri elementi costituisce la quasi totalità della crosta terrestre.
L'ossigeno infatti si trova legato al silicio per formare la Silice (SiO 2), che è il minerale più
comune, forma ossidi di silicio, alluminio e ferro, è presente nei carbonati (CaCO 3) e in quasi
tutti i minerali presenti nella crosta terrestre.
Considerando i volumi occupati dagli elementi nella crosta terrestre l'ossigeno occupa oltre il 90
% in volume della crosta terrestre seguito da calcio e potassio (circa 1,4 % ciascuno).
Tab.6 Percentuale in peso dei nove elementi
più abbondanti nella crosta terrestre
Elemento
% in peso
% atomi
O
Si
Al
Fe
Ca
Mg
Na
K
Ti
46,2
27,7
8,4
5,2
5,1
2,4
2,2
2,0
0,5
61,88
21,14
6,68
2,01
2,75
1,69
2,07
1,09
0,24
Gli elementi contenuti in questa tabella vengono chiamati costituenti principali della crosta
terrestre, i rimanenti sono detti i costituenti minori.
è da notare che in questo elenco è assente il cloro, che invece è uno degli elementi principali
della talassosfera.
Non è detto che la disponibilità degli elementi sulla crosta terrestre sia proporzionale alla loro
abbondanza. Infatti alcuni elementi, come il mercurio e l'argento, che sono comunemente
utilizzati, formano minerali che si trovano concentrati in alcune zone e quindi sono estraibili: in
questo caso si parla di elementi disponibili. Altri elementi invece, molto più abbondanti di quelli
citati (come l'afnio), si trovano dispersi in minerali non propri senza quindi la possibilità di
essere utilizzati: in questo caso si parla di elementi dispersi. Vi sono infine alcuni elementi che
formano minerali propri, ma i minerali non si trovano concentrati e sono dispersi nelle rocce: in
questo caso si parla di minerali dispersi (es. lo zircone).
3.2.4. L'azione di trasporto fisico e chimico dell'acqua sulla crosta terrestre
Sulla superficie terrestre quindi si trovano disponibili una serie di elementi chimici. La
possibilità che questi elementi possano essere catturati dall'acqua dovrebbe essere funzione della
loro abbondanza sulla superficie. In realtà si può vedere che nella talassosfera dei nove elementi
55
più abbondanti nella crosta terrestre si ritrovano solamente sodio (Na), potassio (K) e calcio
(Ca), mentre elementi molto più abbondanti come silicio (Si), alluminio (Al) e ferro (Fe) sono
presenti solamente in tracce.
Per comprendere bene quali meccanismi agiscano sui processi di accumulo degli elementi nella
talassosfera è necessario conoscere l’azione dell'acqua sulla superficie terrestre e quali siano i
fattori che intervengono negli equilibri degli elementi.
3.2.4.1. Agenti meteorici e degradazione meccanica, il trasporto solido
L'azione di mobilizzazione dell'acqua nei confronti degli elementi presenti sulla superficie
terrestre è chiaramente funzione innanzitutto della superficie di contatto fra roccia e acqua:
maggiore è la superficie di contatto maggiore è la probabilità che un elemento si trasferisca in
soluzione acquosa dalla roccia.
La superficie di contatto fra la roccia e l'acqua non è sempre la stessa, infatti sulle rocce
agiscono gli agenti atmosferici, sole, ghiaccio, vento, pioggia, che provocano una disgregazione
meccanica della roccia aumentando così la superficie di contatto fra la roccia stessa (suddivisa
in granuli e particelle) e l'acqua.
L'azione combinata del ghiaccio e del sole prende il nome di crioclastismo ed è il principale
agente disgregativo delle nostre regioni.
Un altro agente disgregativo e mobilitante è costituito dall'azione delle piante che con le loro
radici fessurano la roccia ed estraggono elementi dalla stessa che si accumulano selettivamente
nel suolo dove poi possono essere mobilitati.
L'azione violenta delle acque nei periodi di piovosità intensa ha il potere di disgregare e
trasportare rapidamente grosse quantità di rocce e di suolo.
L'azione dell'acqua sulla roccia si esplica quindi in due differenti maniere: da una parte ciottoli,
piccoli granuli e soprattutto le particelle più piccole possono essere trasportate meccanicamente
in funzione dell'energia delle acque che li investono, dall’altra si ha una aggressione chimica
dell'acqua nei confronti della roccia con il risultato dell'asportazione e trasporto di elementi
chimici in soluzione acquosa.
3.2.4.2. Il triplice comportamento dell'acqua e l'alterazione chimica
L'alterazione chimica delle rocce è dovuta alle caratteristiche fisico-chimiche ed al
comportamento dell'acqua nei confronti dei materiali con i quali viene a contatto.
La molecola dell'acqua H2O ha una struttura H-O-H dove i due legami covalenti fra gli atomi HO sono equivalenti e formano un angolo di circa 105°, presenta proprio per questo un carattere
dipolare ed una elevata costante dielettrica: in altre parole non ha un comportamento neutro
elettricamente, ma le molecole tendono ad orientarsi in funzione delle attrazioni elettriche. Si
vengono così a formare una serie di catene di molecole d'acqua unite elettrostaticamente che
all'aumentare della temperatura tendono a disfarsi.
è proprio l'elevata costante dielettrica che conferisce all'acqua forti proprietà solventi nei
confronti degli ioni, mentre il carattere dipolare dispone le molecole d'acqua in modo orientato
intorno agli ioni passati in soluzione determinandone così l'idratazione.
L'acqua presenta quindi nei confronti dei minerali che compongono le rocce tre differenti
comportamenti:
1.
solvente
56
2.
3.
idratante
idrolizzante
L'azione solvente si manifesta nei confronti di sali che in presenza dell'acqua si dissociano e gli
ioni (cationi ed anioni) entrano in soluzione e vengono trasportati dall'acqua.
L'azione idratante dell'acqua si manifesta nei confronti di sali anidri insolubili che una volta
idrati si solubilizzano rendendo disponibili gli ioni.
L'azione idrolizzante dell'acqua comporta la trasformazione di sali di acidi forti in sali di acidi
deboli e viceversa. Questa ultima azione è la più importante per quanto attiene all'alterazione
chimica delle rocce in quanto riguarda i minerali che più sono abbondanti sulla crosta terrestre:
solfati, silicati e carbonati.
In questo esempio vediamo l'idrolizzazione di un solfuro che conferisce acidità alla soluzione
acquosa:
2Fe3+ + 3SO42- + 2H2O → 2FeOH2+ + 2H+ + 3SO42In questi altri esempi vediamo l'alterazione dei feldspati che sono i minerali costituenti principali
delle rocce ignee:
KAlSi3O8 + 8H2O → K+ + OH- + Al(OH)3 + 3H4SiO4
In realtà raramente si giunge a questo livello di idrolizzazione, di solito si giunge ad un livello
intermedio con formazione di minerali argillosi quali muscovite (sericite) oppure caolinite :
3KAlSi3O8 + 22H2O → KAl3Si3O10(OH)2 +2K+ + 2OH- + 6H4SiO4
feldspato + acqua → sericite + ione potassio + ossidrili + acido silicico
4KAlSi3O8 + 22H2O → 4K+ + 4OH- + Al4Si4O10(OH)8 + 8H4SiO4
feldspato + acqua → ione potassio + ossidrili + caolino + acido silicico
Queste reazioni sono molto importanti perché spiegano i seguenti fatti:
1. la silice contenuta nelle rocce si trasforma in argilla e viene trasportata in sospensione
nell'acqua sino a dove l'energia potenziale è talmente bassa da consentirne la deposizione.
Questo processo ha portato ad una minore quantità della silice disciolta nel mare (come
acido silicico in soluzione) che viene consumata dagli organismi;
2. i feldspati che costituiscono le rocce liberano cationi, in questo caso abbiamo visto cationi di
potassio, ma i feldspati possono essere potassici, sodici o calcici;
3. dalle rocce entrano quindi in soluzione: sodio (Na), potassio (K) e calcio (Ca) che vengono
trasportati dalle acque sino al mare.
La capacità di idrolizzazione dell'acqua aumenta al diminuire del pH (cioè all'aumentare
dell'acidità dell'acqua), questo fatto deve essere tenuto in considerazione poiché le acque
57
piovane in natura contengono l'anidride carbonica (CO 2) catturata durante la discesa che ne
aumenta l'acidità; vedremo più avanti al dettaglio questo argomento.
3.2.4.3. Il concetto di mobilità geochimica
Una volta che gli elementi entrano in soluzione subiscono differenti processi, infatti il
comportamento degli elementi nella soluzione acquosa varia in funzione di alcuni fattori che ne
determinano il destino.
In altre parole alcuni elementi restano praticamente sempre in soluzione, altri elementi restano in
soluzione solamente in certe condizioni chimico-fisiche della soluzione ed altri elementi non
sono mobili, cioè non vanno mai in soluzione, oppure infine alcuni elementi, che si presentano
in natura con differenti cariche ioniche, in uno stato di ionizzazione vanno in soluzione mentre
in un altro stato sono immobili.
Si definiscono quindi mobili geochimicamente per un determinato ambiente geochimico quegli
elementi che nel medesimo ambiente sono facilmente rimovibili dall'acqua.
I fattori che condizionano il comportamento degli elementi nel corso dell'alterazione, trasporto e
sedimentazione, e cioè che ne determinano la mobilità geochimica, sono:
1. potenziale ionico
2. concentrazione degli ioni idrogeno
3. potenziale di ossido-riduzione
4. fenomeni colloidali
Essendo z la carica dello ione e R il raggio ionico in Å si definisce potenziale ionico il rapporto
z/R. Sono molto mobili elementi che hanno basso potenziale ionico (cationi solubili). Sono
insolubili (formano idrossidi insolubili) gli elementi che hanno potenziale ionico compreso fra
2,5 e 10. Gli elementi aventi elevato potenziale ionico >10 danno luogo ad anioni di ossiacidi
che sono per lo più solubili (Fig.4).
Raggio ionico Å
1.5
Rb
K
1
Na
Li
0.5
4
Ba
Sr
Ca
Mn
Fe
Mg
5
Se
Fe
Al
Be
B
1
6
7
8
Th
U
Ti
Mn
Si
C
V
P
N
S
12
Anioni
complessi solubili
3
2
1
Cs
Idrossidi insolubili
Cationi solubili
2
2
3
4
5
6
Carica ionica
Fig.4 Rappresentazione dei diversi cationi in funzione del raggio ionico e della carica ionica.
Le rette passanti per l’origine sono luoghi di uguale potenziale ionico
è necessario osservare il comportamento del ferro e del manganese che in forma ridotta (Fe 2+ e
Mn2+) si ritrovano fra i cationi solubili, mentre in forma ossidata (Fe 3+ e Mn4+) si ritrovano a
formare idrossidi insolubili. Poiché attualmente nell'ambiente vi è disponibilità di grosse
58
quantità di ossigeno è evidente che (tranne casi particolari) il ferro ed il manganese si
troveranno ad assumere rapidamente una volta liberati dai minerali originali la forma più
ossidata e conseguentemente a precipitare perdendo la mobilità geochimica. Questo è il motivo
per il quale ferro e manganese pur essendo abbondanti e disponibili sulla crosta terrestre non
sono presenti nei mari e negli oceani (talassosfera).
L'attività degli ioni idrogeno viene espressa in termini di pH, che rappresenta il cologaritmo
della attività (concentrazione) degli ioni idrogeno nella soluzione acquosa. Il pH è uno dei
fattori più importanti che regolano la mobilità geochimica degli elementi. Nelle acque naturali
varia fra 1,5 e 10, ma la maggior parte delle acque presenta un pH che varia da 5 (piogge acide)
a 8,5 (acque marine) influenzando fortemente la solubilità degli idrossidi in soluzione acquosa
(Tab.7).
Tab.7 Ph di acque naturali
Tipo d’acqua
Ph
Acqua craterica Giava
1,5
Acqua di torbiera
4 – 4,5
Acqua piovana
5,9
Sorgenti in regioni calcaree
6,0 – 6,6
Laghi e fiumi in regioni non calcaree
6,5 – 7,0
Laghi e fiumi in regioni calcaree
8,0 – 8,4
Acque stagnanti con erbe (fotosintesi in corso)
Acqua marina in superficie
9,6
8,1 – 8,4
Acqua marina stagnanti (fotosintesi in corso)
8,6
Acqua marina a 1000 m (H2S)
7,26
Acque in suoli alcalini
10,0
Un elemento si ossida quando perde un elettrone [Fe 2+ ⇔ Fe2+ + e] e tale potenzialità prende
nome di sistema redox. Mettendo a contatto due elementi in grado di ossidarsi o ridursi si crea
una coppia elettrochimica dove uno dei sistemi redox si ridurrà e l'altro si ossiderà:
2Fe3+ + 2 e ⇒ 2 Fe2+
Sn2+ ⇒ Sn4++ 2 e
In questo caso il sistema redox del ferro ha ossidato (riducendosi) il sistema redox dello stagno
Si chiama quindi potenziale di ossidoriduzione Eh la capacità che ha un sistema di ossidare o
ridurre altri sistemi. Il potenziale di ossido-riduzione E 0 (che è il valore che assume Eh quando
le attività della forma ossidata e della forma ridotta di un sistema sono unitarie) è una misura
della forza di un sistema ossidante o riducente. Ordinando i sistemi redox in serie di E 0 crescente
si ha che un qualunque sistema è in grado di ridurre tutti quelli che lo precedono e di ossidare
tutti quelli che lo seguono.
L'Eh negli ambienti naturali è direttamente collegato al pH. Variando di poco il pH di un
determinato ambiente geochimico, l'ambiente stesso assume un comportamento ossidante o
riducente nei confronti di alcuni sistemi redox che vi si possono trovare. L'Eh di un ambiente
59
geochimico è poi anche collegato direttamente alla presenza dell'ossigeno che conferisce
all'ambiente un forte potere ossidante. Gli ambienti naturali oltre ad avere una determinata
variabilità di pH presentano anche determinati campi di valori di Eh. Questi fatti possono
influenzare quindi la mobilità di determinati elementi che a contatto con variazioni ambientali di
potenziale redox possono formare composti che precipitano formando sedimenti la cui
composizione varia appunto in funzione di pH ed Eh. La variazione ambientale di potenziale
redox costituisce di conseguenza per molti elementi una barriera geochimica (Fig.5).
Eh
2
1
Ogni retta delimita un campo di precipitazione di
differenti composti.
A
B
0
retta A = al di sopra si ha precipitazione degli ossidi
di ferro, al di sotto dei carbonati di ferro
C
retta B = a destra si ha la precipitazione del carbonato
di calcio
-1
retta C = in basso si hanno le condizioni favorevoli
alla conservazione della sostanza organica
retta D = al di sopra si ha precipitazione dei solfati
-2
D
-3
6
7
8
9
pH
Fig.5 Diagramma pH-Eh della deposizione chimica dei sedimenti
I colloidi sono sistemi costituiti da un mezzo omogeneo e piccole particelle aventi diametro
compreso fra 10-3e10-6 mm. Il fenomeno che influenza la mobilità geochimica è la possibilità da
parte di alcuni elementi di formare particelle colloidali e di seguire il destino dei colloidi invece
del destino atteso come elemento o ione. è questo il caso del ferro e del manganese sui fondali
oceanici dove precipitano come flocculati formando i famosi noduli di ferro e manganese.
I noduli di ferro e manganese che si trovano sui fondali oceanici si formano per una
concomitanza di cause. Nel mare profondo si trovano depositi di noduli che contengono oltre il
50% di Mn.
Sempre nei mari profondi il ferro si trova anche legato ai silicati, mentre, nei mari bassi,
precipita legato alla silice in forma di silicati, oppure prevalentemente in forma di idrossidi
(giacimenti di ferro oolitico).
Connessi ai fenomeni colloidali sono i fenomeni di adsorbimento di elementi (in particolare
metalli ed inquinanti) ad opera delle particelle argillose. Queste ultime infatti, per loro
particolare struttura, catturano nel loro cammino numerosi elementi che trascinano con loro sui
fondali.
60
3.2.5. La composizione dei fondali oceanici e gli apporti idrotermali
La natura della crosta oceanica, che ha uno spessore medio di circa 7 km., è nota soprattutto
attraverso le ricerche di sismica a rifrazione e, per quanto attiene alle parti più superficiali, le
perforazioni dirette in mare.
La sismica a rifrazione evidenzia una struttura relativamente omogenea, con tre strati principali
caratterizzati da diverse velocità delle onde sismiche longitudinali. Lo strato superiore è
caratterizzato da sedimenti poco consolidati di varia natura (calcarei, silicei, argille rosse) ed ha
uno spessore di 0-1 km; il secondo strato o "strato di transizione" è formato in prevalenza da
colate basiche alterate e ha uno spessore di 0,7-2 km e il terzo strato, cosiddetto "oceanico" ha
spessore di 3-7 km ed è composto probabilmente da gabbro e diabase. La Moho si trova ad una
profondità media di 10-12 km e divide la crosta dal mantello superiore, che si suppone costituito
da miscele di basalto e rocce ultrabasiche.
Molti campioni di materiale lavico del secondo strato sono stati recentemente dragati e si è visto
che sono formati da un basalto di tipo Tholeitico.
La distribuzione dei materiali che sedimentano nell'oceano è funzione delle dimensioni delle
particelle: infatti i materiali più grossolani sedimentano con facilità, mentre quelli più fini
restano in sospensione per anni: i fiumi possono trasportare sino allo sbocco detriti di
dimensioni notevoli, quali massi o ciottoli, che sedimentano quasi immediatamente per la caduta
di velocità dovuta allo sbocco in mare della corrente fluviale.
Nel caso di fiumi che attraversano grandi pianure l'apporto torbido si limita a granuli più fini
(sabbie, argille) che possono compiere, per l'azione delle correnti, percorsi notevoli.
Un comportamento analogo hanno i materiali strappati alle coste dal moto ondoso. Se le coste
sono formate da materiale sciolto, questo viene mobilizzato subendo un destino simile alle
torbide fluviali, mentre nel caso di coste rocciose, i singoli blocchi vengono frantumati dal moto
ondoso.
I sedimenti eolici si possono trovare negli oceani anche a grande distanza dalle coste, per effetto
delle correnti oceaniche.
Negli oceani però non provengono solo sedimenti originati da materiali portati dai continenti;
una grande componente di sedimenti dei fondi oceanici è rappresentata da gusci e resti di
organismi marini (esempio sedimenti calcarei, dovuti a globigerine e pteropodi o silicei, dovuti
alle diatomee o radiolari).
La distribuzione dei sedimenti organogeni, dipende dalle condizioni fisiche ambientali,
comunque nelle zone oceaniche più distali prevalgono su quelli terrigeni. Esistono, nel fondo
degli oceani, anche sedimenti di origine esterna al pianeta, come le polveri cosmiche, derivate
da residui di meteoriti o altri corpi celesti.
La loro percentuale nella massa del sedimento è trascurabile ma, come i granuli vulcanici, hanno
proprietà magnetiche e la loro presenza è importante ai fini di datazioni e di paleomagnetismo.
Nelle zone di rift o in corrispondenza di "hot points" si possono avere fuoriuscite di acque di
origine endogena ricche di elementi caratteristici degli ultimi momenti petrogenetici.
Queste acque possono sia avere origine subcrostale, essere cioè originarie del mantello, sia
avere origine dalle infiltrazioni di acque oceaniche nella crosta oceanica. Contribuiscono
comunque all'equilibrio geochimico degli oceani apportando elementi che a contatto con
l'ambiente geochimico marino sono soggetti ai fattori descritti nel paragrafo precedente che ne
definiscono la mobilità geochimica.
61
3.3. LA COMPOSIZIONE CHIMICA DELL'ACQUA DI MARE E LA SALINITÀ
Le acque marine ed oceaniche (talassosfera) possono essere considerate come una soluzione
contenente sali e gas disciolti, sostanze organiche ed inorganiche in sospensione e sostanze
inorganiche in sospensione colloidale.
Di conseguenza avremo che gli elementi più abbondanti in assoluto sono l'ossigeno e l'idrogeno
in forma di acqua, mentre gli altri elementi presenti nelle acque marine ed oceaniche, tutti
insieme, costituiscono circa il 4% in peso. Per composizione dell'acqua di mare si intende
l'insieme formato dall'acqua e dai sali che in essa si trovano disciolti.
La composizione delle acque oceaniche è condizionata come abbiamo accennato
precedentemente da numerosi fattori ed è il risultato di complessi equilibri fra cui e non ultimo il
rapporto con la biosfera.
La composizione chimica dell'acqua di mare varia a seconda delle località (latitudine) e della
profondità, e si mantiene complessivamente costante grazie ad un equilibrio dinamico, cui
contribuiscono gli organismi marini, accumulando ed espellendo determinati materiali.
Gli organismi si comportano diversamente rispetto alle variazioni di salinità, distinguendosi in
stenoalini, che hanno poca resistenza alle variazioni di concentrazioni saline ed eurialini, che
sopportano anche forti variazioni di salinità.
Nelle acque oceaniche sono stati determinati oltre 50 elementi chimici ed è stato osservato che il
rapporto fra i singoli costituenti si mantiene sensibilmente costante (legge di Marcet).
Per questo motivo per definire la composizione chimica dell'acqua marina si possono usare
alcune grandezze convenzionali che forniscono un indice della quantità totale dei sali contenuti:
la salinità e la clorinità.
Si definisce come SALINITÀ per mille (S‰) il peso di solidi che può essere ottenuto da un
peso di acqua di 1 Kg di acqua in vacuo, in articolare:
•
solidi seccati sino a peso costante di 480°
•
carbonati convertiti in ossidi
•
materia organica ossidata
•
bromo e iodio sostituiti da cloro
La salinità media dei mari aperti si aggira sul 35‰. Se l'evaporazione è forte e lo scambio delle
acque con l'oceano aperto è lento, la salinità raggiunge il 40‰, mentre se c'è un apporto di
acque continentali può scendere anche al 3,5‰.
Si definisce come CLORINITÀ per mille Cl‰ il peso di cloro equivalente al peso di alogeni
contenuti in 1 kg di acqua di mare. Il vantaggio sta nel poter avere una determinazione della
quantità totale di sali attraverso una semplice e diretta titolazione di acqua di mare con nitrato di
argento ed utilizzando la formula convenzionale di Jakobsen e Knudsen (1940):
p
Cl‰ = 0,3285234 Ag (peso di Ag)
dove ioduri e bromuri siano sostituiti da cloruri.
Il rapporto fra clorinità e salinità è definito dalla seguente relazione:
S‰ = 0.030 + 1.8050 Cl‰
62
L’Unesco ha stabilito (UNESCO Practical Salinity Scale of 1978 PSS78) una relazione che lega
le misure di temperatura, conduttività e pressione alla salinità.
La definizione è:
“la salinità pratica, simbolo S, di un campione di acqua di mare, è definita in termini del
rapporto K fra la conduttività elettrica di un campione di acqua di mare a 15 °C e alla pressione
standard di 1 atmosfera, e quella di una soluzione di cloruro di potassio (KCl), nella quale la
percentuale di KCl sia 0.0324356, alla stessa temperatura e pressione. Quando il valore di K
corrisponde esattamente a 1, per definizione, la salinità pratica è uguale a 35.”
La salinità così espressa, essendo frutto di un rapporto, è un numero puro ma è consuetudine di
una parte della comunità degli oceanografi utilizzare, in realtà impropriamente, una unità di
misura della salinità per esprimere questo rapporto: “psu” (practical salinity unit).
La conduttività dell’acqua di mare dipende da un numero di ioni disciolti per unità di volume e
la dal loro stato termodinamico, che dipende dalla temperatura e dalla pressione (vedi capitolo
4.6). La sua unità è il µS/cm (micro-Siemens per centimetro) dove 1 Siemens è uguale
all’inverso della resistenza in Ohm. La conduttività cresce linearmente ad aumenti di 0.01 di
salinità, di 0.01 °C di temperatura e ogni 20 metri di profondità (pressione).
Le acque oceaniche variano in un range fra 50000 e 60000 micro-Siemens per centimetro.
Alcuni istituti certificati predispongono degli standard di riferimento dove viene indicato un
rapporto R15 di conduttività che rappresenta il rapporto fra la conduttività elettrica di un’acqua
standard rispetto ad una acqua con una salinità (PSS78) di 35.000 a 15 °C.
Al fine di correggere gli effetti della temperatura sul rapporto di conduttività, oltre che alla
temperatura standard di 15 °C le misure di salinità e conduttività vengono ripetute a differenti
temperature, utilizzando sempre il rapporto R15.per la salinità di 35.000 (vedi tabella)3.
T
0
1
2
3
4
5
6
7
8
9
R15
1.0023
1.0021
1.0019
1.0017
1.0016
1.0014
1.0012
1.0011
1.0009
1.0008
T
10
11
12
13
14
15
16
17
18
19
R15
1.0006
1.0005
1.0004
1.0002
1.0001
1.0000
0.9999
0.9998
0.9997
0.9996
T
20
21
22
23
24
25
26
27
28
29
R15
0.9995
0.9994
0.9993
0.9992
0.9991
0.9990
0.9989
0.9989
0.9988
0.9987
T
30
31
32
33
34
35
36
37
38
39
R15
0.9986
0.9986
0.9985
0.9984
0.9983
0.9983
0.9982
0.9982
0.9981
0.9980
T
40
41
42
43
44
45
46
47
48
49
R15
0.9980
0.9979
0.9979
0.9978
0.9978
0.9977
0.9977
0.9976
0.9976
0.9975
Il rapporto di conduttività di un campione di acqua di mare può quindi essere ottenuto dalle
misure delle conduttività di un campione e di uno standard di acqua di mare alle medesime
condizioni4.
RT (ca) =
3
mis1
⋅ RT ( st )
mis2
Ad esempio l’acqua di mare con un R15 di 0.9985 a 28 °C ha un R28 che è pari a: 0.9985x0.9988=0.9973
4
Ad esempio: un campione di acqua a 28 °C mostra una conduttività 53.730 µS/cm mentre la conduttività dello standard
e di 57.015 µS/cm. Dalla tabella di cui alla pagina precedente, a 28 °C, il rapporto è di 0.9973. Conseguentemente il
53730
⋅ 0.9973 = 0.9398
rapporto di conduttività a 28 °C del campione d’acqua è
57015
63
dove
RT(ca) = rapporto di conduttività del campione d’acqua
RT(st) = rapporto di conduttività dello standard
mis1 = la misura della conduttività del campione
mis2 = la misura della conduttività dello standard
Il calcolo della salinità viene effettuato infine sostituendo il rapporto di conduttività calcolato
per il campione di acqua di mare nell’equazione UNESCO 1978 per il calcolo della salinità
(PSS78).
s = a0 + a1 ⋅ RT1/ 2 + a2 ⋅ RT + a3 ⋅ RT3 / 2 + a4 ⋅ RT2 + a5 ⋅ RT5 / 2 + ∆ S
dove


t − 15
1/ 2
3/ 2
2
5/2
∆ S = 
 ⋅ b0 + b1 ⋅ RT + b2 ⋅ RT + b3 ⋅ RT + b4 ⋅ RT + b5 ⋅ RT
1
+
0
.
00162
⋅
(
t
−
15
)


(
a0 = 0.0080
a1 = -0.1692
a2 = 25.3851
a3 = 14.0941
a4 = -7.0261
a5 = 2.7081
)
b0 = 0.0005
b1 = -0.0056
b2 = -0.0066
b3 = -0.0375
b4 = 0.0636
b5 = -0.0144
3.3.1. L'abbondanza degli elementi negli oceani - i tempi di residenza
Oltre l'idrogeno e l'ossigeno, che costituiscono l'acqua di mare, vengono considerati come
costituenti principali quella serie di elementi che rappresentano la quasi totalità della frazione
salina.
I sali che sono presenti nelle acque marine ed oceaniche sono dissociati in ioni e, quindi, assume
particolare importanza la composizione ionica: i principali cationi disciolti nell'acqua di mare
sono Na+, Mg2+, Ca2+, K+, Sr++, mentre gli anioni sono Cl-, SO42-, Br-, HCO3-. Tali componenti
costituiscono il 99,9% del totale delle sostanze solide disciolte e sono considerati quindi tra i
componenti principali.
Oltre ai componenti principali vengono portati agli oceani allo stato di soluzione o come
materiali in sospensione numerosi elementi minori.
Tra i costituenti minori il Fe e il Cu sono necessari per la vita animale, il Si ha importanza per le
formazioni scheletriche, l'azoto (N), presente sotto forma di nitrati e nitriti, e il fosforo (P),
presente sotto forma di fosfati e come fosforo organico, regolano la produttività primaria e
vengono normalmente considerati elementi "nutrienti".
I diversi elementi sono continuamente portati agli oceani in soluzione o sospensione e ne
vengono continuamente rimossi da processi di precipitazione e di adsorbimento. Nell'ipotesi di
uno stato di regime, nota la quantità di ogni elemento portata annualmente agli oceani e la
quantità totale presente negli oceani, si può calcolare il valore del tempo di residenza degli
elementi negli oceani (Tab.8), definito dal rapporto:
64
t=
quantita` in grammi di elemento nell' oceano
quantita` portata dai fiumi in grammi per anno
t=
A
dA
dt
Tab.8 Tempi di residenza degli elementi nelle acque oceaniche
tempo di
residenza
(in anni)
ELEMENTI O COMPLESSI ANIONICI
108
Na, Cl, Br
107
Li, BO33-, SO42-, K, Ca, Sr, Mg
106
Ag
105
HCO3-, PO43-, Zn, Rb, Mo, Cd, In, Sb, Au, Ba, Bi, U
104
Si, F, Sc, V, Co, Ni, Cu, Ge, Y, Cs, Hg
103
Mn, Ga, Er, Tm, Yb
102
Al, Be, Ti, Cr, Fe, Nb, La, Ce, Pr, Nd, Sm, Eu, Gd, Dy, Ho, Th
La tabella mostra che i metalli alcalini e alcalino-terrosi hanno tempi di residenza alti, che ne
riflettono la scarsa reattività; gli elementi di transizione hanno tempi di residenza intermedi e i
tempi di residenza minori spettano ad alcuni elementi (Al, Fe, Si, Ti) che in parte entrano già
nelle acque oceaniche sotto forma di sostanze solide e in parte precipitano rapidamente quando
entrano negli oceani.
Esiste nel mare una certa quantità di sostanza organica disciolta (circa 2mg C/l), che deriva dal
disfacimento dei tessuti o da secrezioni degli organismi; inoltre sostanze estranee alla
composizione dell'acqua di mare possono trovarsi disciolte in essa ad opera dell'uomo, come i
detergenti e gli insetticidi, che hanno un’ azione nociva sugli organismi.
In conclusione concorrono quindi a determinare la composizione delle acque oceaniche,
l'apporto diretto di materia sotto forma di sostanze disciolte o in sospensione nelle acque fluviali
e per processi vulcanici sottomarini o subaerei (CO 2, H2S, Cl, ceneri) o ancora sotto forma di
pulviscolo atmosferico o cosmico.
Primaria importanza hanno anche gli scambi gassosi (come illustrato in seguito) fra le acque e
l'atmosfera e i processi biochimici, cui si deve non solo la cessione e la rimozione di gas quali
CO2, O2, NH3 etc., ma anche la rimozione di sostanze per estrazione selettiva da parte di
organismi animali e vegetali.
65
Inoltre numerosi processi chimico-fisici si verificano in seno alle acque oceaniche fra cui i
principali sono la precipitazione, i processi di dissoluzione di particelle in sospensione, le
reazioni fra gli ioni in soluzione e i componenti dei sedimenti con neoformazione di minerali e i
processi di adsorbimento di ioni da parte di particelle in sospensione o di componenti dei
sedimenti di fondo.
3.3.2. L'interazione con l'atmosfera
La composizione dell'atmosfera
C O M P O S I Z I O N E P E R C E N T U A L E D E L L 'A T M O S F E R A
0,033
CO2
0,934
Ar
20,946
O2
78,084
N2
Tot
0
10
20
30
40
50
60
70
80
90
100
Percentuali %
Fig.6 Nell'illustrazione che segue vengono illustrati i principali gas che compongono l'atmosfera.
Nelle acque oceaniche questi gas sono presenti, ma non mantengono le stesse proporzioni. La
loro presenza è fondamentale per i processi biologici che in esse si svolgono, non solo per quelli
legati alla fotosintesi clorofilliana ed alla respirazione, ma interferiscono anche, attraverso
l’equilibrio dei carbonati, in altri processi produttivi.
3.3.2.1. L'equilibrio dei gas nelle acque marine ed oceaniche
La diffusione di questi gas nell'acqua di mare è regolata dalle leggi sulla diffusione dei gas nei
liquidi. Per l'acqua di mare è valida la legge di Henry (c= concentrazione; p=pressione
parziale)
c = Kp
La diffusione di un gas nell'acqua di mare è quindi regolata dal coefficiente di assorbimento del
singolo gas come illustrato nella seguente tabella (Tab.9).
Tab.9 Coefficienti di assorbimento di gas in acqua a p atm = 1 atm
Temperature °C
66
GAS
0
10
20
40
N2
0,0235
0,0186
0,0154
0,0118
O2
0,0489
0,038
0,031
0,023
CO2
1,71
1,19
0,88
0,53
Si evince dalla tabella che l'anidride carbonica a parità di temperatura diffonde
proporzionalmente molto più nell'acqua di mare degli altri gas presenti nell'atmosfera e
l'ossigeno più dell'azoto.
La solubilità dei gas nell'acqua di mare inoltre varia con la temperatura e la salinità [vedi tabella
seguente], aumentando la temperatura diminuisce la solubilità e diminuendo la salinità la
solubilità aumenta. Le maggiori quantità di O 2 si hanno presso la superficie, dove si raggiunge
l'equilibrio fra l'O2 disciolto e l'ossigeno atmosferico.
Per quanto detto prima la quantità proporzionale di CO 2 nell'acqua di mare è più abbondante che
nell'atmosfera: 80,6% rispetto a 0,036%. Questo fatto consente di avere la disponibilità di CO 2
necessaria per la fotosintesi.
Tab.10 Contenuti di Ossigeno e Azoto in acqua di mare a p atm = 1 atm per differenti valori di
temperatura e salinità
Ossigeno
Azoto
0‰
20‰
30‰
40‰
0 °C
10,29
9,01
8,36
10 °C
8,02
7,10
20 °C
6,57
30 °C
5,57
S
0‰
20‰
30‰
40‰
7,71
18,56
16,18
14,09
13,80
6,63
6,17
14,97
13,27
12,43
11,57
5,88
5,53
5,18
12,54
11,32
10,71
10,09
4,96
4,65
4,35
10,90
9,98
9,50
9,02
t
Le quantità relative di ossigeno ed azoto presenti nell'acqua di mare (Tab.10) superficiale sono
calcolabili dalle relazioni seguenti dove compare la Clorinità invece della Salinità.
O2 = 10,291 - 0,2809t + 0,00601t2 - 0,0000632t3 - Cl (0,1161 - 0,003922t + 0,000063t2)
N2 = 18,639 - 0,4304t + 0,00745t2 - 0,0000549t3 - Cl (0,2172 - 0,007187t + 0,000095t2)
Nell'acqua marina si invertirebbe quindi la proporzione fra ossigeno ed azoto ed anidride
carbonica a favore di quest'ultima. In realtà la concentrazione dell'ossigeno è influenzata
notevolmente dai processi biologici (fotosintesi, respirazione ed attività batterica) per cui nelle
acque marine si ritrova una quantità di ossigeno molto maggiore di quella teorica.
L'ossigeno e l'anidride carbonica sono quindi i gas più abbondanti ed esercitano una
fondamentale azione biologica, rispettivamente per la respirazione e la fotosintesi.
67
L'ossigeno inoltre influenza il potenziale redox delle acque al punto tale che nelle acque
superficiali abbiamo un Eh di 0,4 volt e di -0,17 nelle acque anossiche profonde.
I gas rari infine rappresentano il 2,7% dell'N 2 disciolto, i più abbondanti sono argon (Ar), neon
(Ne) e elio (He). In alcune zone degli oceani sono stati comunque rilevati casi di
sovrassaturazione di questi gas.
3.3.2.2. L'anidride carbonica e l'equilibrio dei carbonati
In questo paragrafo analizzeremo la grande importanza della CO 2 nella regolazione del pH del
mare e la sua funzione regolatrice nei confronti degli equilibri chimico-fisici che si svolgono
nelle acque marine.
Una grossa parte del carbonio della CO 2 presente nei mari viene fissata quindi dai vegetali: è
stato stimato che la quantità di carbonio organico che viene annualmente prodotta nell'oceano
sia di 340 t/km2 per un totale di (126 ± 82) ⋅ 109 t.
L'anidride carbonica (CO2) rappresenta inoltre il costituente fondamentale che concorre
all'equilibrio dei carbonati di calcio e magnesio (CaCO 3 e MgCO3) nel mare.
Il carbonato di calcio è infatti il costituente principale dei sedimenti oceanici e la sua
distribuzione è legata alla profondità. Per fondali di batimetria inferiore ai 3500 m il tenore
medio supera l'80%, per fondali di batimetria superiore ai 5000 m il tenore medio è inferiore al
5%.
L'anidride carbonica è presente nell'atmosfera in grosse quantità, nell'atmosfera primitiva era
uno dei costituenti principali, la sua solubilità in acqua è funzione di temperatura e salinità.
Quando piove la CO2 disciolta reagisce con l'acqua per formare l'acido carbonico secondo la
reazione spostata fortemente verso destra:
CO2 + H2O ⇔ H2CO3.
H2CO3 si dissocia, in funzione delle costanti termodinamiche di equilibrio, nella seguente
maniera:
H2CO3 → HCO3- + H+
con un
K1 = m H + +
HCO3- → H+ + CO32-
con un
K 2 = mH + +
mHCO −
3
mH 2CO3
mCO 2−
3
mHCO−
= 4.2 ⋅ 10 − 7
= 5.01 ⋅ 10 − 11
3
Da queste relazioni si può calcolare il pH dell'acqua pura satura in CO2, che è di 3,9.
L'acqua piovana, che contiene altri gas oltre la CO 2 (della quale peraltro non è satura) presenta
un pH di circa 5,7 e può essere considerata una soluzione acquosa di acido carbonico in
equilibrio con l'anidride carbonica dell'aria.
68
-I rapporti in soluzione fra H2CO3, HCO3 e CO3 dipendono prevalentemente dal pH dell'acqua:
H2CO3 domina nelle soluzioni in cui il pH<6,4
b)
HCO3 domina nelle soluzioni in cui il 6,4<pH<10,3
c)
-CO3 domina nelle soluzioni in cui il pH>10,3
Mg(OH)2
Al(OH)3
Mn(OH)2
4
Co(OH)2
2
Fe(
F OH
M e(OH )2
n
Ti (O )3
(O H
H) )2
4
Co(OH)2
Solubilita`
Fe(OH)2
Al(OH)3
10-2 M
Fe(OH)3
Ti(OH)4
Ni(OH)2
a)
10-3 M
10-4 M
0
6
8
10
12
14
pH
Fig.7 Solubilità degli idrossidi in funzione del Ph
Nel mare che è leggermente alcalino, con valori maggiori vicino alla superficie, dove la CO 2 è
rimossa dai vegetali per la fotosintesi, il pH condiziona rigorosamente la solubilità degli
idrossidi dei carbonati e dei solfuri, come risulta evidentemente dai diagrammi allegati (Fig.7).
In una soluzione salina la solubilità del carbonato di calcio viene influenzata dall'effetto
elettrolitico degli ioni che ne aumentano la solubilità, nell'acqua di mare inoltre vi è
l'interferenza della CO2 che proviene dai processi biotici che si svolgono nei mari quali la
respirazione e la decomposizione.
Nelle acque marine il carbonato di calcio si trova in condizioni di sovrassaturazione in un
rapporto che può superare il 300%. La solubilità del carbonato di calcio aumenta con la
pressione parziale dell'anidride carbonica (PCO 2) e diminuisce al crescere della temperatura. Al
di sotto del termoclino si ha un forte aumento della PCO 2 con diminuizione brusca del CaCO3.
La sovrassaturazione di CaCO 3 nelle acque superficiali rende l'ambiente favorevole allo
sviluppo di organismi fissatori di calcio.
Aumentando la profondità aumenta la solubilità del CaCO 3 sino alla profondità di
compensazione.
69
Si definisce profondità di compensazione pcomp: la profondità alla quale la velocità di
soluzione supera la velocità di apporto di materiale carbonatico: pcomp ≅ 4000m
Una situazione particolare è quella di acque basse dove si ha una elevata velocità di
precipitazione chimica di CaCO 3 dovuta all'alta temperatura ed ad un forte consumo di CO 2 per
fotosintesi.
Il carbonato di magnesio (MgCO 3) ha un prodotto di solubilità 500 volte maggiore rispetto a
quello del carbonato di calcio (che nella forma minerale si chiama calcite) ma si trova
concentrato nelle rocce carbonatiche sino al 25%.
Questo fatto è dovuto all'azione degli organismi (alghe e foraminiferi) che lo fissano nello
scheletro. Vi sono poi molte rocce formate da dolomite CaMg(CO 3)2. Questo minerale alle
condizioni attuali di salinità del mare non precipita: tende a formarsi solamente durante la
formazione delle rocce carbonatiche nelle fasi epigenetiche e diagenetiche in mari iperalini.
3.3.2.3. I sali ciclici
Il cloro è un elemento che, poco abbondante nella litosfera, nel tempo si è accumulato nella
talassosfera. La spiegazione di quanto accaduto nel tempo è dovuto alla ciclicità a breve scala
spaziale e temporale dei sali ciclici di cui fa parte il cloro.
Il concetto di sali ciclici viene introdotto, in geochimica, solo negli anni sessanta, grazie a
indagini accurate relative alla composizione dei complessi salini delle acque naturali, mentre la
spiegazione del meccanismo di frazionamento è stata fornita solo recentemente.
Dal confronto dei complessi salini delle acque piovane, continentali e oceaniche si evince che:
a) nelle acque piovane delle aree limitrofe ai mari si rilevano abbondanze anomale di ioni Cl e
Na rispetto alle acque piovane lontane dalle coste;
b) variano le abbondanze relative di Ca, K e solfati;
c) il 90% dei cloruri e buona parte dei solfati presenti nelle acque continentali provengono dalle
acque di mare.
Tutto ciò conduce alla presa di coscienza dell'esistenza di un meccanismo in grado di
mobilizzare i sali inizialmente disciolti nelle acque oceaniche e mediante un processo ciclico di
restituirli al mare in un breve arco di tempo. Il processo consiste in:
1. evaporazione meccanica (le bolle di varia dimensione di aria che sono nelle acque marine
quando giungono in superficie sono separate dall'aria da una leggera pellicola di acqua
marina. La velocità con la quale le bolle salgono fa esplodere la pellicola superficiale
proiettando microgoccioline di acqua in aria, Fig.8);
2. trasporto nell'atmosfera (poiché l'energia cinetica posseduta da queste goccioline è molto
elevata le goccioline di acqua più leggere si disperdono nell'atmosfera dove subiscono
trasporto ad opera degli agenti atmosferici. L'acqua marina protagonista di questo trasporto
prende il nome di aerosol marino);
3. soluzione nell'acqua piovana (quando si hanno precipitazioni, le gocce di acqua piovana
durante la discesa inglobano le microgoccioline di acqua marina ed acquisiscono così il
contenuto salino in esse disciolto);
4. trasporto nelle acque continentali in mare (le acque piovane attraverso il ruscellamento
ritornano al mare riportando così al mare il contenuto salino precedentemente sottrattogli).
70
Ai sali, dei quali è stata accertata la presenza nelle acque piovane, viene dato il nome di sali
ciclici.
Fig.8 Formazione di aerosol marini per rottura di bolle gassose nell’acqua di mare
a)
bolla gassosa
b)
la bolla si avvicina alla superficie
c)
la bolla si rompe: prima eiezione di goccioline per rottura della sottile pellicola liquida.
Formazione iniziale del ‘getto’
d)
emersione del ‘getto’ e formazione di goccioline
e)
eiezione di goccioline e decadimento del ‘getto’
Sugawara e Miyake ipotizzarono che i componenti meno solubili e meno igroscopici fossero
trattenuti come solidi nell'atmosfera per un tempo maggiore, e quindi fossero passibili di
trasporti più lunghi, esisterebbe cioè una evidente relazione fra composizione delle acque
piovane e distanza dalle coste.
Un ottimo esempio di quanto detto è, per esempio, quello relativo alla concentrazione del cloro
nelle acque piovane in funzione della distanza dalle coste: si passa da valori elevati, dell'ordine
dei 40 mg/l, sulla costa, a valori di circa 1 mg/l a 200 Km dalla costa, valore che poi si mantiene
abbastanza stabile anche per distanze crescenti.
Quando si parla quindi di contenuto salino delle acque continentali è necessario rappresentare la
concentrazione relativa alle acque continentali in modo diverso, filtrando cioè l'effetto dei sali
ciclici (essendo ad es. cloro, sodio, iodio, bromo di provenienza quasi esclusivamente marina).
71