capitolo 04

4. LE PROPRIETÀ FISICHE DELL'ACQUA DI MARE
4.1. INTRODUZIONE
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 3800m) è di (1372 x 106 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.
Le proprietà fisiche dell'acqua marina sono strettamente correlate fra di loro da complessi
sistemi di equazioni che prendono in considerazione le differenti variabili che si possono
misurare: la temperatura, la viscosità e densità dell'acqua, la luce e la pressione.
Variazioni nella temperatura e nella salinità possono aumentare o diminuire la densità dell'acqua
di mare alla superficie innescando così moti convettivi. Mentre sprofondano dalla superficie, le
masse d'acqua di mare mantengono distintive relazioni fra temperatura e salinità, aiutando gli
oceanografi a tracciarne il percorso.
Temperatura, salinità e pressione sono utilizzate per calcolare la densità. La distribuzione della
densità negli oceani è direttamente correlata alla distribuzione orizzontale del gradiente di
pressione e quindi alle correnti oceaniche.
Sempre temperatura, salinità e pressione, insieme alla viscosità, influenzano la propagazione dei
suoni nell'acqua di mare, che rappresenta il principale metodo di esplorazione dei fondali
oceanici. La viscosità, la stabilità e la turbolenza condizionano in maniera determinante i moti
degli organismi marini e degli oggetti che navigano. In genere tutta la vita oceanica è
condizionata molto più che quella subaerea dal fatto che il mare sia un fluido e quindi dalle sue
proprietà fisiche.
Le principali proprietà dell'acqua di mare che vengono esemplificatamente spiegate di seguito
sono funzione della struttura stessa della materia e della risposta alle forzanti fisiche esterne:
densità, conducibilità, proprietà termiche, compressibilità, viscosità, proprietà ottiche e proprietà
acustiche. Ciascuna determina un comportamento caratteristico o una risposta dell'acqua di mare
ad una forzante fisica.
Per tutte queste ragioni è necessario conoscere le proprietà fisiche delle acque marine e la
distribuzione delle variabili descrittrici principali: temperatura, salinità e densità.
4.2. DENSITÀ E COMPRESSIBILITÀ
La densità è la massa per unità di volume e si esprime in g/cm³, l'acqua distillata alla
temperatura di 4°C ed alla pressione di 1 atmosfera ha una densità di ρ = 1g/cm³.
La densità dell'acqua di mare è funzione principalmente della temperatura e della salinità e,
poiché l'acqua di mare è leggermente comprimibile, della pressione.
La presenza dei sali disciolti nell’acqua conferisce all'acqua di mare una densità maggiore di
quella dell'acqua dolce cosicché abbiamo la densità cresce all'aumentare della salinità.
L’altra variabile che influenza decisamente la densità è la temperatura. A parità di pressione un
aumento di temperatura provoca un aumento di volume e quindi una diminuizione di densità
della massa d’acqua. Questo provoca che, a parità di salinità e volume, le masse d’acqua più
fredde pesino di più.
72
Alla temperatura standard di 20°C ed alla salinità S=35‰ la densità dell'acqua di mare è ρ =
1,02478 g/cm³
Come descrittore numerico della variazione della densità dell'acqua di mare negli oceani e nei
mari si utilizza la variabile anomalia di densità:
σs,t,p = (ρs,t,p - 1)⋅10³
nella cui formula la densità ρs,t,p è funzione di salinità, temperatura e pressione. Il valore σs,t,p
viene chiamato anche densità in situ σθ. Poiché il calcolo della densità ρs,t,p che tiene conto
dell’effetto della pressione è molto complicato, conviene utilizzare, soprattutto nello studio delle
acque superficiali, una semplificazione che non tiene conto della compressibilità dell’acqua
causata dalla pressione. In questo caso si determinano i valori di σ alla pressione atmosferica (p
idrostatica = 0) e si utilizza la forma abbreviata σt.
Fig. 1 Nel diagramma a torta a sinistra si può vedere una composizione percentuale di 1 kg di acqua di mare (valori
espressi in grammi). A destra la composizione percentuale (i valori sempre in grammi per kg di acqua di mare) del
contenuto salino.
Questa è funzione delle sole temperatura e salinità, infatti mentre i valori σs,t,p considerano
l'effetto di compressione dovuto alla pressione i valori di σt si riferiscono sempre alla pressione
atmosferica:
σt = (ρs,t,0 - 1)⋅10³
Alla temperatura di 20°C ed alla salinità S=35‰ si ha σt = 24,78.
La relazione fra temperatura, salinità e densità, viene esemplificata nel diagramma σt dove in
ascisse sono riportate le temperature, in ordinate la salinità ed all’interno del diagramma una
serie di curve ciascuna delle quali rappresenta un valore di σt costante. Questi diagrammi (T-S)
sono utilizzati per calcolare la densità dell'acqua, e quindi identificare masse d'acqua
caratterizzate da determinati campi di densità, mediante semplici misure di temperatura e
salinità.
73
Fig. 2 Il diagramma TS. Il diagramma Ts ha la funzione di consentire il tracciamento di masse d'acqua
Fig. 3 Il diagramma TS relativo alla crociera Oceanografica MedGOOS6
4.2.1. Il picnoclino
Le acque a densità differente si stratificano in lame separate fra loro, dove le lamine più leggere
(a densità minore) galleggiano sopra le lamine più pesanti (a densità maggiore). La separazione
74
fra questi strati e’ abbastanza netta 1, e, ai fini della trattazione di questo capitolo, possiamo
considerare ogni lamina come omogenea al suo interno, separati da una superficie dalle altre
lamine. Lo spessore della lamina dipende dalla scala dell’osservazione. Se la scala e’ grande si
perde l’osservazione delle piccole lamine e si osserveranno solamente masse d’acqua separate
da grandi variazioni di densità che dipendono dalla temperatura e dalla salinità proprie di ogni
massa d’acqua.
Temperatura e salinità variano
con la latitudine e la profondità,
al di sotto dei 500m di profondità
circa però, non variano molto, le
variazioni
principali
restano
confinate in questo strato
superficiale, il cui spessore e’
comunque
funzione
della
latitudine2.
Questo
strato
superficiale,
meno
denso,
galleggia sulla massa d’acqua
sottostante, più densa.
Se consideriamo la variazione di
densità (σt) con la profondità
(figura a lato3), notiamo una
brusca variazione nella pendenza
della
linea:
il
picnoclino
rappresenta il tratto dove si ha
questa rapida variazione di
densità.
In altre parole il picnoclino è la
zona che separa queste due masse
d’acqua a differente densità.
Si definiscono isopicne le linee
che congiungono punti di egual
densità e superfici isopicnali le
superfici che contengono punti di
egual densità.
Fig 4 Profili di temperatura, temperatura potenziale, salinità e densità
In realtà la situazione è molto più complessa come vedremo nel paragrafo “Il moto dell’acqua e la viscosità”
La variazione spaziale delle grandezze temperatura e salinità è descritta dettagliatamente nella dispensa “Dinamica del
mare e degli oceani”, in questo paragrafo vengono introdotte solamente alcune nozioni che servono alla comprensione di
quanto spiegato.
3
Nella figura, insieme al picnoclino, è rappresentato anche un profilo di temperatura: notare anche il clino della
temperatura che prende nome di termoclino. I dati sono stati acquisiti nel Tirreno centrale.
1
2
75
4.2.2. Pressione e compressibilità
Il valore reciproco della densità si chiama volume specifico. Il volume specifico in situ è:
αs,t,p = 1/ρs,t,p
La pressione idrostatica cresce di 1 atm ogni 10 m secondo l’equazione idrostatica: P=gρz
Supera le 1000 atm alle massime profondità, determinando una compressione del volume
dell'acqua che cresce all'aumentare della profondità. Anche se l'acqua di mare è meno
comprimibile dell'acqua pura, la pressione idrostatica dell'acqua di mare è così grande che il
livello del mare sarebbe di 30 m più alto se l'acqua di mare fosse realmente incomprimibile.
La variazione di volume dell'acqua di mare ∆V/V è proporzionale alle variazioni di pressione:
∆V/V = -K∆p
dove K, che è un coefficiente di proporzionalità, è chiamato coefficiente di compressibilità:
K= (- 1/V) ⋅ (∆V/∆p) = (- 1/α) ⋅ (∆α/∆p)
La compressibilità è una proprietà dell'acqua di mare che influisce sulla densità, è importante nel
calcolo della velocità del suono e delle variazioni adiabatiche di temperatura nell'acqua di mare.
La compressibilità dell'acqua di mare decresce con l'aumentare della pressione (profondità), con
l'aumentare della temperatura e con l'aumentare della salinità.
Ekman ha derivato una formula empirica che correla il coefficiente di compressibilità con la
compressibilità media k
dk
dp
K=
1−kp
k p
La seguente tabella mostra alcune compressibilità medie dell'acqua di mare a differenti
profondità per una temperatura di 0 °C e una salinità di S=34.85‰
Profondità
k ⋅ 10
8
0
1000
2000
5000
8000
10000
4658
4580
4505
4295
4106
3993
La pressione è un fattore ecologico di particolare importanza nell'ambiente marino: gli
organismi vivono a determinati livelli di pressione, cui si sono adattati ed, in funzione della loro
capacità di adattarsi a vivere a differenti profondità, si distinguono in stenobati, meno tolleranti
ed euribati, più tolleranti alle variazioni di pressione.
76
4.3. PROPRIETÀ TERMICHE
4.3.1. La temperatura ed il termoclino
La temperatura indica il livello di caldo o di freddo di un corpo, di un ambiente o di un sistema.
Rappresenta la misura dell'energia cinetica delle particelle in un campione di materia espressa in
termini di unità o gradi designati su di una scala standard.
L'unità base della temperatura nel Sistema Internazionale è il grado kelvin (simbolo: °K).
Un grado kelvin viene formalmente definito come 1/273,16 della temperatura del punto triplo
dell'acqua (il punto in cui acqua, ghiaccio e vapore coesistono in equilibrio). La temperatura di 0
°K viene detta zero assoluto e corrisponde al punto in cui le molecole e gli atomi hanno la
minore energia termica possibile. Nessun sistema macroscopico può avere temperatura inferiore
allo zero assoluto.
La scala di riferimento che viene utilizzata comunemente è la scala Celsius (scala centigrada),
nella quale 0 °C corrisponde al punto di fusione del ghiaccio e 100 °C corrisponde al punto di
ebollizione dell'acqua a livello del mare. In questa scala una differenza di temperatura di 1 grado
è pari a 1 °K; quindi la scala è essenzialmente la stessa della scala kelvin, ma con uno
scostamento alla temperatura a cui l'acqua congela di (273,15 K). La seguente equazione può
essere utilizzata per convertire i gradi Celsius in kelvin.
T(K) = T(C) + 273.15
Un'altra scala usata spesso nei paesi anglosassoni è la scala Fahrenheit. Su questa scala il punto
di congelamento dell'acqua corrisponde a 32 °F e quello di ebollizione a 212 °F. La seguente
formula può essere usata per convertire da gradi Fahrenheit a gradi Celsius:
Anche se gli oceani si estendono entro un ampio divario di latitudini, caratterizzate, sui
continenti, da profonde differenze climatiche, le variazioni di temperatura delle masse d'acqua
sono piccole rispetto alle limitrofe aree costiere. Questo fenomeno è dovuto all'elevato calore
specifico dell'acqua di mare che consente di conservare la temperatura. La differenza di
comportamento termico fra acqua di mare e superficie terrestre porta al fatto che il mare eserciti
un'influenza termica notevole sulle coste.
La temperatura dell'acqua, come precedentemente accennato, varia con la latitudine e la
profondità. Come abbiamo analizzato nel paragrafo precedente, le acque più calde (a
temperatura maggiore), a parità di salinità sono più leggere delle acque più dense e quindi vi
galleggiano sopra.
Per questo principio alle basse latitudini, dove si ha sempre una forte insolazione, si verifica, nel
corso dell’anno, una stratificazione delle acque oceaniche con una temperatura delle masse
d’acqua superficiali molto maggiore di quelle profonde ed una differenza anche di oltre 20°C. Il
passaggio dalle acque superficiali a quelle profonde non e’ graduale ma abbastanza ripido e, nel
profilo della temperatura con la profondità (vedi figura a pag. 5), la zona che separa le due
masse d’acqua prende nome di termoclino.
In altre parole si hanno due strati d’acqua uno superficiale, meno spesso e meno denso (detto
anche strato mescolato o “mixed layer”), caratterizzato da una temperatura più alta e uno
77
profondo più denso, con densità crescente verso il fondo, caratterizzato da una temperatura più
bassa. I due strati sono distinti da una brusca variazione di temperatura detta appunto
termoclino. Mentre il termoclino alle basse latitudini e’ permanente, alle medie latitudini, per la
stagionalità della massima insolazione, presenta una variabilità stagionale. Si verifica inoltre per
la variabilità quotidiana (giorno-notte) dell’insolazione una ulteriore stratificazione che porta
alla formazione di un termoclino diurno. Questo ultimo termoclino, quando il mare e’ agitato
oppure e’ molto coperto non si forma.
La descrizione di come i valori delle temperature caratterizzano i vari oceani in funzione di
latitudine e profondità viene trattata nella dispensa “Dinamica del mare e degli oceani”.
La temperatura esercita una influenza notevole sulla distribuzione degli organismi marini in
quanto essendo la maggior parte di essi pecilotermi 4, si distinguono, in funzione della loro
capacità di adattarsi alle variazioni di temperatura, in stenotermi, che tollerano solo piccole
variazioni di temperatura, ed euritermi che, al contrario, hanno la capacità di sopportare
significative variazioni di temperatura.
4.3.2. Calore specifico
Il mare per l'elevato peso specifico dell'acqua assorbe un enorme quantità di calore, proveniente
dalla radiazione solare. Il calore specifico è una proprietà della materia che dipende dalla sua
composizione e dal suo stato di aggregazione, può essere definito come la quantità di calore
necessaria ad incrementare di 1 °C la temperatura di 1 grammo della sostanza considerata. Come
per i gas esiste una differenza fra calore specifico a volume costante e calore specifico a
pressione costante.
Il calore specifico dell'acqua pura, a pressione costante, alla temperatura di 1 °C è
c = 1 (cal g -1 °C- 1 ).
Il calore specifico dell'acqua di mare a pressione costante (c p) è funzione della temperatura,
salinità e pressione. L’effetto della pressione sul calore specifico dell’acqua di mare è dato dalla
seguente formula:


dc p
T dβ
=β 2
dp
ρJ dt
Alla pressione atmosferica, per salinità sino, circa, al 20‰ si nota che il calore specifico
decresce all’incrementare della temperatura, per salinità superiori il calore specifico aumenta
all’aumentare della temperatura. Si nota quindi una inversione di comportamento al di sopra di
un certo valore di salinità.
Il calore specifico dell'acqua di mare a volume costante (c v) è ottenuto dalla equazione
termodinamica:
²/
cv = cp - Tβ²/ρKJ
dove K è il coefficiente di compressibilità dell'acqua di mare. Il rapporto c p/cv alla salinità di
34.85‰ varia tra 1.004 a 0 °C e 1,0207 a 30 °C, T = 273° + t °C, β è il coefficiente di
espansione termica e J è l'equivalente meccanico del calore.
4
Gli organismi pecilotermi hanno una temperatura interna che si uniforma a quella dell'ambiente esterno
78
4.3.3. Coefficiente di espansione termica
Il volume di una sostanza cambia con il cambiare della temperatura. In molti casi ad un
incremento di temperatura corrisponde un incremento di volume: l'acqua, a determinate
condizioni di pressione e temperatura, fa eccezione. La variazione dello specifico volume α in
funzione della temperatura si chiama coefficiente di espansione termica β.
Per l'acqua di mare, dove α varia in funzione di temperatura (t), salinità (S), e pressione (p), il
coefficiente di espansione termica β è regolato dalla seguente:
β = 1/αt,S,p ⋅ ∂αt,S,p/∂t
Alla pressione atmosferica (p idrostatica = 0) β varia come mostrato nella tabella.
β ⋅ 106
S‰\ t°
-2
0
5
10
15
20
25
30
0
-105
-67
17
88
151
207
257
303
10
-65
-30
47
113
170
222
270
314
20
-27
5
75
135
188
237
281
324
25
-10
21
88
146
197
244
287
329
30
7
36
101
157
206
251
292
332
40
38
65
126
177
222
263
301
337
All'aumentare della pressione β varia (vedi tabella seguente) e si può vedere che valori negativi
di β si trovano solamente a basse salinità e basse temperature: l'acqua di mare, in condizioni
naturali, si espande sempre all'aumentare della temperatura. Anche in questo caso la salinità
influenza le proprietà termiche dell’acqua di mare.
β ⋅106
S ‰\ t°
0
10
20
30
0
37
25
15
8
10
35
23
14
7
20
32
21
13
7
30
30
19
12
6
40
28
18
11
6
4.3.4. Massima densità e punto di congelamento
L'acqua pura raggiunge la massima densità alla temperatura di circa 4 °C (3,97 °C ).
All'aumentare della salinità la temperatura della massima densità dell'acqua decresce.
A causa della presenza di sali l'acqua di mare presenta una depressione del punto di
congelamento rispetto all'acqua pura.
79
La figura mostra la relazione esistente tra le rette di massima densità (tρmax) e temperatura di
congelamento (tg): all'aumentare della salinità la temperatura del punto di congelamento
decresce meno di quanto decresce la temperatura della massima densità; alla salinità di S = 24,7
‰ entrambe le temperature coincidono e sono uguali a t = 1,33 °C; la corrispondente densità
dell'acqua è ρ = 1,01985.
Fig. 5 Questa figura illustra la relazione fra la salinità e la temperatura per spiegare come la salinità influenza la
temperatura della massima densità dell'acqua e la temperatura di congelamento. L'acqua degli oceani, più salata,
presenta una temperatura più bassa della massima densità e un più basso punto di congelamento dell'acqua dolce.
Questa proprietà dell'acqua di mare è molto importante per gli scambi di calore negli oceani ed i
processi di convezione verticale e congelamento alla superficie 5:
−
dove la salinità è più bassa di 24,7‰ (per esempio il mar Baltico) la temperatura della
massima densità, con il raffreddarsi della massa d'acqua, viene raggiunta prima della
temperatura del punto di congelamento. Questo significa che le masse d'acqua
raffreddandosi precipitano sino a che hanno una temperatura superiore alla retta della
massima densità, progredendo il raffreddamento si ha una stratificazione delle acque con le
acque più fredde in superficie che raggiungono il punto di congelamento e formano quindi
una lastra di ghiaccio;
−
dove la salinità più alta di 24,7‰ i processi convettivi continuano sino a che l'intera massa
d'acqua ha raggiunto la temperatura di congelamento. L'acqua superficiale inizia allora a
congelare e, poiché il fenomeno è lento, si ha un frazionamento del sale dal ghiaccio che si
forma, questo fatto innesca nuovi fenomeni convettivi sotto il ghiaccio come conseguenza
dell'aumento di densità delle acque più superficiali dovuto all'aumento di salinità.
5
È necessario ricordare che il raffreddamento delle masse d’acqua avviene in superficie.
80
4.3.5. Variazioni adiabatiche di temperatura
Uno degli effetti della compressibilità dell'acqua di mare è che la variazioni di pressione sono
accompagnate da variazioni adiabatiche di temperatura.
Se consideriamo una massa d'acqua ad una certa profondità avrà un certo volume, possederà una
quantità di calore e quindi sarà caratterizzata da una certa temperatura. Se noi prendiamo questa
stessa massa d'acqua e la portiamo in superficie avremo come effetto che il volume aumenterà,
la quantità totale di calore resterà la stessa mentre invece la temperatura diminuirà perché la
stessa quantità di calore si dovrà distribuire in un volume maggiore.
La variazione adiabatica di temperatura ∂T con la variazione di pressione ∂p può essere
calcolata dalla seguente:
∂T/∂p = β⋅α⋅T / Jcp
Dove β è il coefficiente di espansione termica, α è il volume specifico, T è la temperatura
assoluta, cp è il calore specifico e J =4.1862⋅107 [erg cal -1] è l'equivalente meccanico del calore.
4.4. IL MOTO DELL’ACQUA E LA VISCOSITÀ
L'energia cinetica degli oceani è dovuta all’azione di forzanti esterne quali ad esempio: sole,
vento,6 attrazione lunisolare (maree) 7. L'energia immagazzinata dal mare come moto a grande
scala viene, a sua volta, progressivamente trasmessa a scale via via minori sino ad una scala
limite dove il moto viene arrestato dalla viscosità molecolare dell'acqua e dissipato quindi in
calore.
Nel mare un flusso di acqua può essere di due tipi: turbolento e laminare. I flussi turbolenti sono
prevalenti rispetto al moto laminare. Bastano piccole variazioni del moto per produrre
turbolenza, ad esempio: il moto ondoso, una variazione della velocità nel flusso, uno
scorrimento sopra un fondale irregolare, un contatto fra due strati di acque che si muovono a
velocità differenti8. Le turbolenze sono quindi proprie di superfici di contatto fra masse d’acqua
differenti.
Il moto dell’acqua assume la forma tipica dei vortici, le scale di questi vortici possono essere
differenti; i vortici di maggiori dimensioni generano vortici di di dimensioni minori e così via.
La quantità di energia cinetica in gioco non cambia nelle trasformazioni di moto (ne si converte
in altre forme di energia) sino a quando i vortici hanno una scala abbastanza piccola e l’acqua in
movimento è sottoposta ad una resistenza di taglio (o tangenziale) tale che la viscosità
molecolare e le resistenze interne dell'acqua smorzano il gradiente di velocità. Questa azione
frenante esercitata dalla viscosità è la modalità nella quale si converte (e quindi dissipa)
l’energia cinetica in calore.
Le forzanti esterne principali che agiscono sulle masse oceaniche sono: l’irraggiamento solare, le forze gravitazionali
del sole e della luna e la rotazione terrestre che inducono a loro volta (attraverso il vento ad esempio ed il clima) i
fenomeni di modificazione della densità superficiale dell’acqua che innescano i grandi moti oceanici.
7
Tutti questi aspetti sono esaminati al dettaglio nel capitolo della dispensa “Dinamica del mare e degli oceani” relativo
alle forzanti esterne.
8
Ad esempio variazioni di velocità nello spazio o nel tempo
6
81
4.4.1. Il coefficiente di viscosità dinamica
Nei moti dell'acqua, dove la velocità varia nello spazio, gli attriti sono presenti come la
risultanza del trasferimento di momenti tra corpi a differenti velocità.
Nel caso di un moto laminare la variazione di momento fra le lamine parallele è il risultato
dell'attrazione molecolare.
t = m du/dz [dynes/cm2]
Il coefficiente di proporzionalità m si
chiama coefficiente di viscosità
dinamica del fluido.
Strato A
Distanza z
Se per esempio la velocità in una
certa direzione x è pari ad u, e la
variazione di velocità perpendicolare
ad x (nella direzione z) è du/dz,
l'attrito, t, per unità di area, tra le
lamine adiacenti, è:
dz
du
Strato B
Velocita`u
Mentre, dal punto di vista dinamico, la viscosità è irrilevante per la maggior parte dei fenomeni
oceanografici9, si manifesta come una proprietà molto importante per gli organismi viventi, in
quanto condiziona la capacità di moto dei corpi che si muovono nel mare. La resistenza che
offre un corpo in moto relativo rispetto ad un fluido dipende dalla dimensione del corpo, dalla
forma e dalle caratteristiche della superficie del corpo (la resistenza che si produce
all’avanzamento di un corpo è dovuta quindi anche al materiale di cui è formato il corpo
stesso).10
4.4.2. Moti turbolenti e laminari.
Un moto si può definire laminare quando è omogeneo ovvero se consideriamo la variazione
delle velocità nel tempo notiamo che ha un andamento regolare (linea tratteggiata). Se
effettuiamo un rilievo della velocità nel tempo osserveremo invece che la velocità varia (linea
continua). Le variazioni rispetto a un valore medio di velocità (linea con le crocette)
rappresentano una sommatoria di moti differenti aventi differenti periodi e lunghezze d'onda.
Questo avviene sia perché la viscosità dell'acqua è piccola (uno dei valori più bassi trovati nei liquidi naturali) sia
perché solamente alla piccola scala vi sono gradienti di velocità fra due strati abbastanza grandi per consentire di
comparare significativamente le forze della viscosità molecolare alle altre forze presenti.
10
Come si vede anche dalla formula, l’attrito fra le due lamine (o fra una lamina d’acqua ed un organismo) dipende molto
anche dalla variazione di velocità che posseggono, a titolo di esempio vengono riportate:
• considerando una distanza di circa 1000 m, una tipica variazione di velocità nell'oceano è di 1,0 m/sec; questa
variazione porta ad un gradiente di velocità di 10 -3 /sec (dv/dz) e ad uno sforzo della viscosità molecolare (τ) di 109
6 N/m2 che è trascurabile;
•
considerando invece una distanza di 0,01 m (1 cm), possiamo trovare una variazione di velocità di 0,001 m/sec,
(come avviene nei piccoli vortici) che porta ad uno sforzo significativo di viscosità di 10 -4 N/m2.
82
Velocita`
Tempo
Le fluttuazioni più rapide hanno periodo di circa un secondo e scala di pochi millimetri, le più
grandi rappresentano moti che hanno una scala di alcuni metri e periodo di decine di minuti.
Per semplificare la descrizione matematica di queste fluttuazioni, le stesse vengono considerate
tridimensionalmente isotrope.
Questa condizione idealizzata è valida tuttavia solamente per moti a piccola scala spaziale. Per
moti a grande scala questo non è valido in quanto si perde l'osservazione delle piccole
fluttuazioni ed è più facile descriverli in forma di vortici bidimensionali (chiamati anche
turbolenze geostrofiche).
L'energia generatrice delle fluttuazioni proviene da forme diverse di instabilità nei moti a grande
scala:
• il più comune è dovuto alla rottura delle onde (di superficie e interne 11) quando diventano
troppo ripide;
• il vento, oltre a generare le onde, muove l'acqua superficiale rispetto agli strati inferiori. Il
movimento dello strato esplica esplica uno sforzo di taglio sullo strato inferiore (trasmette
una quantità di moto allo strato inferiore). La differenza di velocità fra i due strati genera
moti turbolenti;
• le correnti generano grandi vortici bidimensionali (turbolenze geostrofiche) che a loro volta
generano piccoli vortici a scala sempre più piccola;
• l'irregolarità della costa e dei fondali generano anche loro turbolenza.
Come vedremo più dettagliatamente nel capitolo sulla dinamica del mare e degli oceani, oltre alle onde di superficie,
nelle masse d’acua si propagano delle onde che prendono nome di “onde interne” che, nelle profondità oceaniche, si
propagano lungo e attraverso i gradienti di densità.
11
83
4.5. PROPRIETÀ ACUSTICHE
L'acqua di mare è un ottimo conduttore delle onde acustiche, trasmette infatti benissimo i suoni
e l'energia elastica in generale. La velocità del suono in un mezzo comprimibile è data da:
v = √M/ρ
dove M=1/K è il modulo di compressibilità (K è il coefficiente di compressibilità) nel caso do
fluidi e ρ è la densità. Per l'acqua di mare quindi si ha:
v = √1/ρK
La velocità del suono è influenzata principalmente dalla pressione (profondità) e dalla
temperatura. Cresce infatti all'aumentare della temperatura, della salinità e della pressione 12. La
propagazione del suono nell'acqua di mare comporta un trasporto di energia nella direzione di
propagazione.
Fig.6 A sinistra la Temperatura T e la salinità S misurate in funzione della profondità (Pacifico settentrionale). Al
centro: variazioni nella velocità del suono dovute alle variazioni di temperatura, salinità e profondità. A destra: la
distribuzione delle velocità del suono in funzione della profondità. Si nota il minimo della velocità del suono vicino alla
profondità di 1 km che definisce il canale del suono negli oceani.
A causa della viscosità dell'acqua di mare una certa quantità di energia cinetica, associata alla
propagazione delle onde sonore, si converte in calore con il risultato di un decremento
dell'intensità I dell'energia acustica. Il decremento di energia dI nell'intervallo spaziale dx si
chiama "assorbimento" dell'energia acustica:
dI = -νIdx
La formula sopra esposta è semplificata in quanto non tiene conto delle variazioni adiabatiche di temperatura (vedi par.
3.5). All'aumentare della profondità si ha una variazione del coefficiente di compressibilità molto più significativa della
variazione di pressione (vedi par 2.2).
12
84
è proporzionale al valore di I e a ν che rappresenta il coefficiente di assorbimento. Se I 0 è
l'intensità alla sorgente avremo (per integrazione della formula precedente):
I = I0e-νx
In accordo con le teorie di Stokes e Kirchoff il coefficiente di assorbimento per l'acqua di mare
è:
ν = 16π2 η/3λ2 Vρ
dove η è il coefficiente di viscosità molecolare, λ è la lunghezza d'onda, V la velocità di
propagazione del suono e ρ la densità..
E’ molto importante osservare che all'aumentare della frequenza aumenta l'assorbimento e
quindi le onde di grande lunghezza d'onda (bassa frequenza) si propagano facilmente per lunghi
percorsi
Questo correla la propagazione del suono alle strutture tipiche delle masse d’acqua. In
particolare il termoclino (che individua una pronunciata variazione di temperatura e quindi di
densità) separa due masse d’acqua a differente velocità di propagazione delle onde acustiche
con la zona inferiore dove le onde aumentano di velocità all’aumentare della profondità.
La conoscenza di come propagano le onde acustiche nel mare viene sfruttata in molte
applicazioni oceanologiche, in particolare: in strumenti chiamati SONAR (Sound Navigation
And Ranging), ecoscandagli, in strumenti in grado di misurare le correnti marine (tomografia),
nello studio dei fondali marini e in particolari applicazioni (dove viene analizzato il rumore o il
disturbo) per lo studio delle popolazioni pelagiche.
Nella tabella sono indicate le proprietà acustiche di alcuni materiali comuni.
Materiale
aria
acqua dolce
acqua salata (35‰)
acciaio
alluminio
spina dei pesci
carne dei pesci
sabbia
argilla
basalto
granito
c (m/s)
343
1481
1500
6100
6300
1700
1450
3300
3000
6000
5925
85
4.6. PROPRIETÀ ELETTRICHE
L'acqua di mare può essere considerata un elettrolita in quanto contiene una elevata quantità di
sali disciolti.
La resistenza elettrica di un conduttore di lunghezza l e sezione A è R = rl/A[ohm] dove r
rappresenta la resistenza specifica di un conduttore equivalente alla resistenza di un conduttore
lungo un centimetro e di sezione di un centimetro quadrato.
La proprietà reciproca della resistenza è la conducibilità ed il valore reciproco della resistenza
specifica del conduttore si chiama conduttività k = 1/r, si misura in [ohm -1cm-1] che prendono
nome di Siemens (e millisiemens).
La conducibilità dell'acqua di mare è abbastanza elevata e cresce in funzione pressapoco lineare
con il crescere della salinità.
Fig. 7 Andamento della conducibilità elettrica dell'acqua di mare (10 -3 Ωcm-1)in funzione della temperatura e della
salinità
In realtà la conducibilità è notevolmente influenzata anche dalla temperatura: la conducibilità
cresce in funzione della salinità e della temperatura. La conducibilità è infine legata anche alla
pressione.
Questa proprietà e’ molto importante in quanto viene comunemente utilizzata per lo studio della
salinità dell’acqua di mare. La correlazione esistente fra conducibilità salinità e temperatura e’
sfruttata per la costruzione di apparecchi di misura della conduttività (e quindi della salinità) che
possono essere anche di grande precisione. Questi apparecchi hanno ormai praticamente
soppiantato le tradizionali misure di salinità che venivano effettuate per titolazione del cloro
mediante nitrato d’argento.
In questi grafici si vede la correlazione esistente fra le variabili principali, temperatura e salinità,
e le proprietà elettriche dell’acqua marina espresse in termini di conduttanza e conducibilità. I
due grafici sono costruiti uno per tre temperature caratteristiche e l’altro per la salinità.
86
4.7. PROPRIETÀ OTTICHE
La luce ha numerosi effetti biologici e proviene principalmente dal Sole. Oltre all'effetto termico
diretto produce le reazioni fotochimiche indispensabili per la vita degli organismi autotrofi.
La radiazione elettromagnetica che proviene dal Sole viene filtrata dall'atmosfera terrestre ed in
particolare vengono depresse la maggior parte delle radiazioni ultraviolette mentre la maggior
parte delle bande del visibile raggiunge la superficie marina.
Una delle misure della luce si effettua attraverso le lunghezze d'onda che sono unità di misura
metriche:
1 micron (µ)
= 10-4 cm
1 millimicron (mµ) = 10-7 cm
1 Ångstrom (Å)
= 10-8 cm
Quando si parla di luce si considera la porzione dello spettro elettromagnetico appartenete al
visibile. Nel disegno sottostante viene riportato lo spettro elettromagnetico dove viene
evidenziato il campo della luce visibile in funzione della lunghezza d’onda espressa in Å, µ, cm
e m.
Fig. 8 Lo spettro della radiazione elettromagnetica. L'insieme della radiazione presente nel visibile viene chiamata PAR
e cioè photosynthetical active radiation (radiazione attiva per la fotosintesi)
La penetrazione della luce nell'acqua marina non avviene come nell'atmosfera: infatti le
proprietà ottiche dell'acqua di mare sono molto differenti da quelle atmosferiche.
87
Fig. 9 Spettro della radiazione elettromagnetica alla superficie terrestre (il meno intenso), alla superficie dell'atmosfera
terrestre (in più intenso) e di un corpo nero alla temperatura di 5900 °K (tratteggiato)
Mentre l'atmosfera è quasi del tutto trasparente alla radiazione luminosa, l'acqua di mare è quasi
del tutto opaca, non solo per la radiazione luminosa, ma per buona parte dell'intero spettro
elettromagnetico e, in particolare, per le radiazioni infrarosse e ultraviolette che sono
interamente assorbite dagli strati superficiali.
La luce penetra nel mare in funzione della seguente formula:
I = I0exp(-αλz)
αλ rappresenta il coefficiente di assorbimento della luce per la lunghezza d’onda considerata,
rappresenta la profondità dalla superficie de mare, I rappresenta l’intensità della radiazione sulla
superficie e I0 rappresenta l’intensità alla profondità, z considerata.
Fig. 10 Spettro della radiazione ad onda corta che raggiunge la superficie del mare e quattro profondità (Jerlov –
1976).
88
Ogni radiazione che penetra nel mare ha quindi differenti coefficienti di assorbimento e,
conseguentemente, al variare della profondità avremo che la luce viene assorbita selettivamente:
le radiazioni rosse vengono assorbite nei primi metri d’acqua mentre le radiazioni blu penetrano
in profondità ma non oltre i 1000m.
λ
colore
αλ
0.4 µ
violetto
0.072
0.5 µ
0.016
0.6 µ
0.125
0.7 µ
0.840
0.8 µ
rosso
Nella tabella a fianco sono
riportati i
coefficienti di
assorbimento per differenti
lunghezze d’onda.
2.400
E’ necessario inoltre considerare che, nel mare, la luce che penetra all'interno della massa
d'acqua dipende fortemente dall'inclinazione dei raggi solari rispetto alla superficie marine e
quindi dall’altezza del sole sull'orizzonte (a mezzogiorno avremo la massima penetrazione). Una
parte della luce viene comunque riflessa, anche in notevole quantità, se la superficie del mare è
interessata da onde.
Fig. 11 Coefficienti di assorbimento della radiazione elettromagnetica per l'acqua pura in funzione della lunghezza
d'onda (Morel 1974)
89
Con mare liscio, la quantità percentuale di luce riflessa dipende esclusivamente dall'altezza del
Sole, in gradi sull'orizzonte, secondo i valori seguenti:
altezza del
sole
0°
10°
20°
30°
40°
50°
60°
70°
80°
90°
~% luce:
riflessa
100
35
13
6
3,4
2,5
2,1
2,1
2,0
2,0
Le radiazioni azzurre penetrano con una certa intensità fino ai 500 metri, se le acque non sono
torbide, ma la radiazione utile alla fotosintesi clorofilliana in mare aperto penetra solamente per
i primi 100-200 metri 13. Nelle regioni costiere la torbidità può essere tanto forte da estinguere le
radiazioni già a pochi metri di profondità.
La produzione primaria è legata alla penetrazione della luce, e quindi è limitata agli strati più
superficiali che compongono la zona EUFOTICA (sino a circa 100-150m) al di sotto della
quale, sino a circa 200m, si trova la zona DISFOTICA, al di sotto della quale dove la luce
penetra poco si trova la zona AFOTICA che non consente lo sviluppo di una vita vegetale. La
luce condiziona oltre alla distribuzione degli organismi marini, che si concentrano nella zona
eufotica, anche il loro movimento, orientato in rapporto alla direzione della luce e la
colorazione, che è in molti casi protettiva, grazie a fenomeni di mimetismo.
Fig. 12 A sinistra profili verticali dell'intensità relativa della luce in funzione della profondità per tre lunghezze d'onda
e per la radiazione ad onda corta totale. A destra la riflettanza della superficie dell'acqua in funzione dell'angolo di
zenith della luce a differenti velocità del vento (Gordon 1969)
13
Questa radiazione viene chiamata PAR (photosyntetical active radiation)
90