Capitolo 13 - Circolazione profonda

Capitolo 13

La forzante diretta dal vento della circolazione oceanica discussa negli ultimi capitoli é limitata principalmente all'ultimo kilometro della colonna d'acqua. Sotto al kilometro giacciono le vaste masse di acqua dell'oceano che si estendono fino a 4-5 km. L'acqua é dovunque fredda, con una temperatura potenziale inferiore a 4C. La massa di acqua si é formata quando acqua densa e fredda é affondata dalla superficie a grandi profondità ad alte latitudini. Da queste regioni si é dispersa per riempire i bacini oceanici. Infine il mescolamento profondo spinge verso l'alto l'acqua attraverso il termoclino su vaste aree dell'Oceano. E' questo 'up-welling' che guida la circolazione profonda. All'enorme Oceano profondo ci si riferisce come abisso e la circolazione come la circolazione abissale.

L'acqua più densa alla superficie marina, l'acqua che é densa abbastanza da affondare fino al fondo, si é formata quando aria molto fredda soffia sugli oceani ad alte latitudini nell'inverno, in Atlantico tra la Norvegia e la Groenlandia, e vicino l'Antartide. Il vento raffredda e fa evaporare l'acqua. Se il vento é abbastanza freddo, si forma il ghiaccio che aumenta ulteriormente la salinità dell'acqua perché il ghiaccio é più dolce dell'acqua marina. L'acqua di fondo é prodotta soltanto in queste due regioni. Nelle altre regioni polari, acqua fredda e densa é formata, ma non é così densa da affondare fino al fondo.

Alle medie e basse latitudini, la densità, perfino in inverno, non é sufficientemente bassa tanto che l'acqua non può affondare più di qualche centinaio di metri nell'Oceano. Le uniche eccezioni sono alcuni mari, come il Mediterraneo, dove l'evaporazione é così forte che la salinità dell'acqua é sufficientemente grande da affondare l'acqua a profondità intermedie. Se questi mari potessero scambiare acqua con l'oceano, le acque formate in inverno si spargerebbero a profondità intermedie nell'Oceano.

Le Definizioni della Circolazione Profonda
Molti termini sono stati usati per descrivere la circolazione profonda, essi includono:

  1. Circolazione abissale;
  2. Circolazione termo-alina;
  3. Circolazione meridionale capovolta
  4. Trasportatore globale

La circolazione termo-alina sembra essere la più ampiamente usata. Sfortunatamente, il concetto non é stato definito in modo chiaro, ed il termine é largamente usato male (Wunsch, 2002b).

Sembra molto saggio guardare alla circolazione termo-alina come a quella della temperatura e del sale. Comunque, poiché le distribuzione in tre dimensioni (3D) e le superfici delle condizione al contorno della temperatura e del sale sono differenti, non dovrebbe sorprendere che si deve separare la circolazione termale da quella del sale (o dell'acqua dolce).
Wunsch (2002b)

La circolazione meridionale capovolta é definita meglio. E' la media zonale del flusso disegnata come funzione della profondità e della latitudine. Le figure della circolazione mostrano dove il flusso verticale é importante, ma non danno informazioni su come la circolazione nei gyre influenza il flusso.

Seguendo Wunsch (2002b), definisco la circolazione profonda come la circolazione della massa. Naturalmente, la circolazione della massa porta anche calore, sale, ossigeno ed altre propietà. Ma la circolazione delle altre proprietà non é la stessa del trasporto di massa. Per esempio, Wunsch fà notare che il nord Atlantico importa calore ma esporta ossigeno.

La circolazione profonda é principalmente forzata dal vento, ma il mescolamento della marea é anche importante. Il vento entra in molti modi. Raffredda la superficie ed evapora acqua, questo determina dove avviene la convezione profonda. E produce turbolenza nell'Oceano profondo che mescola le acque fredde verso l'alto.

13.1 Importanza della Circolazione Profonda

La circolazione profonda che trasporta in inverno acqua fredda dalle alte latitudini a quelle basse ha conseguenze molto importanti.

  1. Il contrasto tra le acque profonde e fredde e quelle superficiali e calde determina la stratificazione degli oceani. La stratificazione influenza fortemente la dinamica dell'Oceano.
  2. Il volume delle acque profonde é di gran lunga più grande del volume delle acque di superficie. Sebbene le correnti oceaniche profonde siano relativamente piccole, hanno trasporti comparabili con i trasporti di superficie.
  3. I flussi di calore e delle altre variabili portate dalla circolazione profonda influenzano il bilancio di calore ed il clima della Terra. I flussi variano da decadi a secoli a millenni e si pensa che questa variabilità modula il clima su questi intervalli di tempo. L'Oceano può essere la causa primaria della variabilità su tempi che vanno da anni a decenni, e puo aver aiutato a modulare il clima delle ere glaciali.

Due aspetti della circolazione profonda sono particolarmente importanti per la comprensione del clima della Terra e la sua possibile risposta all'aumento dell'anidride carbonica CO2 nell'atmosfera:

  1. L'abilità dell'acqua fredda di assorbire CO2 dall'atmosfera, e
  2. L'abilità delle correnti profonde di modulare il trasporto del calore dai tropici alle alte latitudini.

L'Oceano come riserva di Anidrite Carbonica
Gli oceani sono la riserva principale e prontamente disponibile di CO2, un gas importante per l'effetto serra. Gli oceani contengono 40 000 GtC di carbonio dissolto, particellato ed in forma vivente (1 GtC = 1 giga-ton di carbonio = 1012 kilogrammi di carbonio). La terraferma ne contene 2,200 GtC, e l'atmosfhera soltanto 750 GtC. Quindi, gli oceani tengono 50 volte più carbonio dell'aria. Inoltre, la quantità di nuovo carbonio immesso nell'atmosfera fin dalla rivoluzione industriale: 150 GtC, é poco più della quantità di carbonio che passa attraverso l'ecosistema marino in cinque anni. Le rocce di carbonio come il calcare, le conchiglie degli animali marini, i coralli sono altre riserve molto più grandi. Ma questo carbonio é immobilizzato. Non può essere facilmente scambiato con il carbonio in altre riserve.

La CO2 si dissolve più nell'acqua fredda che in quella calda. Basta immaginare di agitare ed aprire una lattina calda di CokeTM. La CO2 uscirà molto più velocemente da una lattina calda che da una fredda. Perciò le profonde e fredde acque dell'Oceano sono la maggiore riserva di CO2 disciolta.

Nuova CO2 é liberata nell'atmosfera quando bruciamo i combustibili fossili e gli alberi. Molto rapidamente, il 48% della CO2 rilasciata nell'atmosfera si dissolve nelle fredde acque dell'oceano, molte di queste finiscono nell'oceano profondo.

Le previsioni dei cambiamenti futuri del clima dipendono fortemente da quanta CO2 é depositata nell'Oceano e per quanto tempo. Se ne é immagazzinata poca, o se é depositata e rilasciata più tardi nell'atmosfera, la concentrazione nell'aria cambierà, modulando il bilancio della radiazione ad onda lunga della Terra. Quanta e per quanto a lungo la CO2 é depositata nell'Oceano dipende dalla circolazione profonda ed il flusso netto del carbonio depositato sul fondo del mare. La quantità che si dissolve dipende dalla temperatura dell'acqua profonda, il tempo di residenza nell'Oceano profondo dipende dal tasso al quale l'acqua profonda é rinnovata. La deposizione dipende dalla ossidazione delle piante e degli animali morti che cadono sul fondo marino. L'aumento della ventilazione degli strati profondi ed il riscaldamento di questi potrebbe rilasciare grandi quantità di gas nell'atmosfera.

Il deposito di carbonio nell'Oceano dipende anche dalla dinamica degli ecosistemi marini, dall'up-welling e dalla quantità di piante ed animali morti assorbiti nei sedimenti. Ma non vogliamo considerare questi processi.

Il trasporto Oceanico del Calore
Gli oceani, per mantenere la temperatura della Terra, portano via dai tropici circa la metà del calore. Il calore trasportato dalla Gulf Stream e dalla corrente del nord Atlantico riscalda il nord Atlantico, mantenendolo libero dai ghiacci durante l'Inverno ed aiuta a riscaldare l'Europa. La Norvegia, al 60N é molto più calda della Groenlandia meridionale o del Labrador settentrionale alla stessa latitudine. Alberi di palma crescono sulla costa occidentale dell'Irlanda, ma non in Terranova che é ancora più a sud.

Wally Broecker (1987), lavorando al Lamont-Doherty Geophysical Observatory della Columbia University, chiamò la componente oceanica del sistema di trasporto del calore il Nastro Trasportatore Globale. L'idea di base é che la Gulf Stream porta calore al lontano nord Atlantico (Figura 13.1). Lì la superficie marina rilascia calore ed acqua all'atmosfera. Un pò dell'acqua oceanica diventa abbastanza fredda, salata e densa da affondare fino al fondo nei mari di Norvegia e di Groenlandia. Quindi fluisce verso sud in correnti di fondo molto fredde lungo il bordo occidentale, come la corrente occidentale di bordo. Un pò di acqua rimane in superficie e ritorna al sud con una corrente fredda di superficie come la Corrente del Labrador e la Corrente del Portogallo (vedi Figura 11.8).

Figura 13.1 Le correnti superficiali (rosso, arancio, giallo) e quelle profonde (viola, blu, verde) nell'Atlantico Settentrionale. La Corrente del Nord Atlantico trasporta acqua calda verso nord dove si raffredda. Un pò affonda e ritorna a sud come fredda, profonda corrente occidentale di bordo. Un pò ritorna verso sud in superficie. Da Woods Hole Oceanographic Institution.

L'acqua profonda di fondo dal nord Atlantico si mescola in sù in altre regioni ed oceani, ed eventualmente ritrova la strada per la Gulf Stream ed il Nord Atlantico. Così molta dell'acqua che affonda nel nord Atlantico deve essere rimpiazzata da quella del lontano sud Atlantico. Come questa acqua di superficie si muove verso nord attraverso l'equatore ed eventualmente nella Gulf Stream, porta calore fuori dell'Atlantico meridionale. Un tale calore é attirato verso nord dalla formazione dell'acqua nord Atlantica di fondo in inverno (in Atlantico il trasporto di calore é interamente verso nord, perfino nell'emisfero sud. (figure 5.11)). Molto del calore solare assorbito nell'Atlantico tropicale é spedito a nord per scaldare l'Europa e l'emisfero nord. Immaginate allora che cosa può accadere se la fornitura di calore é chiusa. Torneremo sull'argomento nella prossima sezione.

Possiamo fare una rozza stima dell'importanza della circolazione del nastro trasportatore da un semplice calcolo basato su cosa sappiamo delle acque nell'Atlantico compilato da Bill Schmitz (1996) nel suo meraviglioso sommario del lavoro di una vita. La Gulf Stream trasporta 40 Sv di acqua a 18C verso nord. Di questi, 14 Sv ritornano a sud nella profonda corrente occidentale di bordo ad una temperatura di 2C. Il flusso del nastro trasportatore deve quindi perdere 0.9 petawatt (1 petawatt = 1015 watt) nel nord Atlantico a nord di 24 N. Sebbene il calcolo sia molto approssimato, é sorprendentemente vicino al valore di 1.2 0.2 petawatt stimati molto più rigorosamente da Rintoul e Wunsch (1991).

Notare che se l'acqua rimane in superficie e ritorna come corrente orientale di bordo, dovrebbe essere molto più calda della corrente profonda quando ritorna verso sud. Quindi il trasporto di calore dovrebbe essere ridotto. Inoltre, l'acqua più calda non dovrebbe raggiungere le alte latitudini nel nord Atlantico, e dovrebbe ghiacciare durante l'inverno, portando ulteriore freddo nella regione.

La produzione di acqua di fondo é influenzata dalla salinità delle acque superficiali del nord Atlantico. E' anche influenzata dal tasso di up-welling dovuto al mescolamento in altre aree oceaniche. Per primo guardiamo all'influenza della salinità.

Le acque superficiali più salate formano acque più dense in inverno rispetto alle acque meno salate. Sulle prime, possiamo pensare che anche la temperatura sia importante, ma ad alte latitudini l'acqua in tutti i bacini oceanici diventa abbastanza fredda da ghiacciare, così tutti gli oceani producono alla superficie acqua a -2 C. Di questa, soltanto la più salata affonderà e l'acqua più salata si trova in Atlantico e sotto il ghiaccio delle piattaforme continentali in Antartide.

La produzione di acqua di fondo é notevolmente sensibile a piccoli cambiamenti nella salinità. Rahmstorf (1995), usando un modello numerico della circolazione secondo i meridiani mostrò che una variazione di 0.1 Sv nel flusso di acqua dolce dentro il Nord Atlantico può bloccare quella circolazione profonda di 14 Sv. Se la produzione di acqua profonda é bloccata durante le volte di bassa salinità, il petawatt di calore svanisce. Weaver e Hillaire-Marcel (2004) fanno notare che l'interruzione della produzione di acqua di fondo é inverosimile, e se accadesse, porterebbe ad una Europa più fredda, non ad una nuova glaciazione, a causa della maggiore concentrazione di CO2 nell'atmosfera odierna.

Io scrivo può essere bloccata perché l'Oceano é un sistema molto complesso. Noi non sappiamo se altri processi aumenteranno il trasporto del calore se la circolazione profonda é disturbata. Per esempio, la circolazione a profondità intermedie può aumentare quando la circolazione profonda é ridotta.

La produzione di acqua di fondo é anche notevolmente sensibile a piccoli cambiamenti nel mescolamento dell'Oceano profondo. Munk e Wunsch (1998) calcolano che 2.1 TW (terawatts = 1012 watt) sono richiesti per forzare la circolazione profonda e che questa piccola sorgente di mescolamento meccanico guida un flusso di calore verso i poli di 2000 TW. Molta dell'energia per il mescolamento proviene dai venti che possono produrre mescolamento turbolento in ogni parte dell'Oceano. Una parte dell'energia viene dalla dissipazione delle correnti di marea, che dipendono dalla distribuzione dei continenti. Così durante l'ultima glaciazione, quando il livello del mare era molto più basso, le maree, le correnti di marea, la dissipazione mareale e la circolazione profonda, differivano tutte dai valori di oggi.

Ruolo dell'Oceano nelle Fluttuazioni del Clima durante le Glaciazioni
Che cosa può accadere quando la produzione di acqua profonda é bloccata nell'Atlantico? L'informazione contenuta nei strati di ghiaccio della Groenlandia e dell'Antartico e nei sedimenti del nord Atlantico forniscono indizi importanti.

Molte carote di ghiaccio dalla Groenlandia e tre dall'Antartide forniscono una registrazione continua delle condizioni atmosferiche sulla Groenlandia e sull'Antartide che si estendono a più di 400 000 anni fà in alcune carote. Gli strati annuali sono contati per sapere l'età. Più in profondità nella carota, dove gli strati annuali sono difficili da vedere, l'età é calcolata dalla profondità. Occasionali spargimenti globali di ceneri vulcaniche forniscono segni contemporanei nelle diverse carote. I rapporti tra gli isotopi dell'ossigeno nel ghiaccio dà la temperatura dell'emisfero nord; le bolle d'aria nel ghiaccio forniscono la concentrazione della CO2 e del metano; polline, composti chimici, e particellato dà informazioni sulle eruzioni vulcaniche, velocità e direzione del vento; lo spessore degli strati annuali dà il tasso di accumulazione nevosa; gli isotopi di alcuni elementi danno l'attività solare e dei raggi cosmici (Alley, 2000).

Le carote dei sedimenti del mare profondo nel nord Atlantico fatte dal Ocean Drilling Program danno informazioni sulla temperatura superficiale e sulla salinità sopra la carota, la produzione di acqua profonda del nord Atlantico, il volume di ghiaccio nei ghiacciai e la produzione di iceberg.

  1. Gli isotopi dell'ossigeno registrati nelle carote di ghiaccio mostrano una forte temperature variabilità negli ultimi 100 000 anni. Molte volte durante l'ultima glaciazione, la temperatura vicino la groenlandia sale rapidamente su periodi di 1-100 anni, seguiti da un graduale raffredamento su periodi più lunghi (Dansgaard et al., 1993). Per esempio, circa 11 500 anni fà, le temperature sopra la Groenlandia salirono di circa 8C in 40 anni in tre scalini, ognuno lungo 5 anni (Alley, 2000). Tale brusco riscaldamento é chiamato evento Dansgaard/Oeschger. Altri studi hanno mostrato che molti dei riscaldamenti e raffreddamenti dell'emisfero nord sono in fase con le temperature calcolate dalle carote.

  2. Il clima degli ultimi 8000 anni fu costante con pochissima variabilità. La nostra percezione dei cambiamenti climatici é così basata su circostanze altamente inusuali. Tutta la storia conosciuta si é svolta durante un periodo di clima caldo e stabile.

  3. Hartmut Heinrich e colleghi (Bond et al., 1992), studiando i sedimenti del nord Atlantico, notarono periodi in cui materiale grossolano fu depositato sul fondo dell'oceano. Soltanto gli iceberg possono trasportare tale materiale nel mare, ed il ritrovamento indica tempi in cui un gran numero di iceberg furono rilasciati nel nord atlantico. Questi sono chiamati eventi di Heinrich.

  4. La correlazione della temperatura della Groenlandia con la produzione di iceberg é collegata alla circolazione capovolta secondo i meridiani. Quando gli iceberg si sciolgono, la sorgente di acqua dolce aumenta la stabilità della colonna d'acqua bloccando la produzione di acqua profonda del nord Atlantico. La caduta della formazione di acqua profonda riduce fortemente il trasporto di acqua calda nel nord Atlantico, producendo un clima molto freddo nell'emisfero nord (Figura 13.2). Lo sciolglimento del ghiaccio spinge il fronte polare, il confine tra acqua calda e fredda del nord Atlantico, più a sud dell'attuale posizione. La locazione del fronte ed il tempo alle differenti posizioni può essere stimato dall'analisi dei sedimenti di fondo.
    polar ice front position
    Figura 13.2 Ondate periodiche di iceberg durante l'ultima glaciazione sembra aver modulato le temperature dell'emisfero nord abbassando la salinità del lontano nord Atlantico e riducendo la circolazione rovesciata secondo i meridiani. I dati dalle carote della calotta glaciale della Groenlandia (1), dei sedimenti del mare profondo (2,3), e i sedimenti dei laghi alpini (4) indicano che: Sinistra: Durante i tempi recenti la circolazione é stata stabile, ed il fronte polare che separa le masse d'acqua calda e fredda ha permesso all'acqua calda di arrivare fino alla Norvegia. Centro: Durante l'ultima glaciazione, ondate periodiche di iceberg hanno ridotto la salinità e la circolazione rovesciata lungo i meridiani, spostando il fronte polare più a sud e mantenendo le acque calde a sud della Spagna. Destra: Fluttuazioni simili durante l'ultima glaciazione sembrano aver causato rapidi e forti cambiamenti del clima. Il disegno Sotto é un rozza indicazione della temperatura della regione, ma le scale non sono le stesse. Da Zahn (1994).

  5. Quando la circolazione rovesciata lungo i meridiani si ferma, il calore normalmente trasportato dal Sud al Nord Atlantico diventa disponibile per scaldare l'emisfero sud. Questo spiega il riscaldamento dell'Antartide.

  6. Il blocco e lo sblocco della circolazione rovesciata lungo i meridiani ha una grande isteresi (Figure 13.3). Ci sono due stati stabili. Il primo é la circolazione attuale. Nel secondo, l'acqua profonda é prodotta principalmente in Antartide e l'up-welling avviene nel lontano Pacifico settentrionale (come é attualmente) e nel lontano nord Atlantico. Quando la circolazione é bloccata, il sistema scatta al secondo stato stabile. Il ritorno alla salinità normale non causa il ripristino della normale circolazione. Le acque superficiali devono diventare più salate della media del primo stato per attivare la circolazione normale (Rahmstorf, 1995)

    hysterisis loop for ocean variability
    Figura 13.3 La circolazione rovesciata lungo i meridiani fà parte di un sistema non lineare. La circolazione ha due stati stabili, vicino 2 e 4. Il passaggio del nord Atlantico da un regime caldo e salato ad uno freddo e dolce ed il ritorno al primo ha un isteresi. Questo significa che l'oceano caldo e salato nello stato iniziale 1 si dissala e diventa piu dolce 2, allora rapidamente passa al regime freddo e meno salato 3. Quando di nuovo la regione diventa salata, si muove per passare allo stato 4 prima di passare di nuovo al 1.

  7. Gli eventi di Heinrich sembrano precedere i grandi eventi di Dansgaard/Oeschger (Stocker and Marchal, 2000). Questo é quello che sembra accadere. L'evento di Heinrich blocca la circolazione profonda dell'Atlantico che porta ad un nord Atlantico molto freddo. Questo é seguito da circa 1000 anni più tardi da un evento Dansgaard/Oeschger con rapido riscaldamento. In tandem gli eventi Dansgaard/Oeschger e Heinrich hanno una influenza globale e sembrano essere collegati agli eventi di riscaldamento visti nelle carote di ghiaccio Antartiche. I cambi di temperatura nei due emisferi sono opposti. Quando la Groenlandia si riscalda, l'Antartide si raffredda.

  8. Una versione più debole di questo processo con un periodo di circa 1000 anni può aver modulato il clima recente del Nord Atlantic e può essere stato responsabile della piccola glaciazione dal 1100 al 1800.

La relazione tra variazioni di salinità, di temperatura dell'aria, e di formazione dell'acqua profonda non é ancora ben compresa. Per esempio, non sappiamo che cosa costringe le calotte polari ad espandersi. Le espansioni possono risultare da temperature più calde causate da un aumento di vapore acqueo ai tropici (un gas serre), oppure da una instabilità interna delle grandi calotte polari. Nè sappiamo esettamente come la circolazione dell'Oceano risponde ai cambiamenti della circolazione profonda o dei flussi di umidità alla superficie. Un lavoro recente di Wang, Stone and Marotzke (1999), che usano un modello numerico per simulare il sistema climatico, mostra che la circolazione rovesciata lungo i meridiani é modulata dai flussi di umidità dell'emisfero meridionale.

Gli oceani hanno un ruolo chiave nello sviluppo delle ere glaciali. Ogni 100 000 anni per gli ultimi milioni di anni, le calotte di ghiaccio hanno avanzato sopra i continenti. Shackleton (2000) trova che il periodo di 100 000 anni dell'eccentricità dell'orbita terrestre, la temperatura del mare profondo, la concentrazione atmosferica dell'anidride carbonica sono ben correlati sul ciclo di 100 000 anni. Trova anche che il volume degli strati di ghiaccio é stato in ritardo rispetto ai cambiamenti della CO2 dell'atmosfera, implicando che i cambiamenti degli strati di ghiaccio sono il risultato dei cambiamenti di CO2, non ci sono altre spiegazioni.

13.2 Teoria per la Circolazione Profonda

Stommel, Arons, e Faller, in una serie di lavori tra il 1958 ed il1960, gettarono le basi della nostra attuale comprensione della circolazione abissale (Stommel 1958; Stommel, Arons, and Faller, 1958; Stommel and Arons, 1960). Gli articoli riportati semplificavano le teorie della circolazione che differivano molto da quello ????
???? he Stommel ed Arons
esperimenti da laboratorio con fluidi rotanti per confermare la loro teoria. La teoria della circolazione profonda é stata ulteriormente discussa da Marotzke (2000) e da Munk e Wunsch (1998).

La teoria di Stommel, Arons, Faller é basata su tre idee fondamentali:

  1. L'acqua fredda e profonda é fornita da convezioni profonde a pochi luoghi alle alte latitudini in Atlantico, principalmente nei mari di Irminger e di Groenlandia al Nord e nel mare di Weddell al Sud.
  2. Il mescolamento nell'Oceano porta le acque fredde e profonde di nuovo in superficie.
  3. La circolazione abissale é strettamente geostrofica nell'interno dell'Oceano e quindi la vorticità potenziale é conservata.

Notare che la circolazione profonda é forzata dal mescolamento, non dal precipitare dell'acqua fredda delle alte latitudini. Munk e Wunsch (1998) fecero notare che la convezione profonda da sola porta ad uno strato profondo di acqua fredda stagnante. In questo caso, la circolatione é confinata agli strati superiori dell'Oceano. Il mescolamento o l'up-welling sono richiesti per pompare l'acqua fredda in alto attraverso il termoclino e per forzare la circolazione rovesciata lungo i meridiani. Le maree ed i venti sono la sorgente primaria di energia per forzare il mescolamento.

Notare anche che la convezione e l'affondamento non sono la stessa cosa e non accadono nello stesso posto (Marotzke and Scott, 1999). Le convezioni avvengono in piccole regioni grandi pochi kilometri. L'affondamento, forzato dalla pompa di Ekman e dalle correnti geostrofiche, si può verificare su aree molto più grandi. In questo capitolo, stiamo discutendo principalmente dell'andare a fondo dell'acqua.

Per descrivere gli aspetti più semplici del flusso, cominceremo con la equazione di sverdrup applicata ad una corrente di fondo dello spessore H in un Oceano a profondità constante:

(13.1)

dove f = 2 Ω sin φ, β = (2 Ω cos φ)/R, Ω é il tasso di rotazione terrestre, dove R é il raggio terrestre e φ é la latitudine. Integrando la (13.1) dal fondo dell'Oceano alla cima della circolazione abissale abbiamo:

(13.2)

dove V é l'integrale verticale della velocità verso nord e W0 é la velocità alla base del termoclino. W0 deve essere positivo (verso l'alto) quasi ovunque per bilanciare il mescolamento di calore verso il basso. Allora V deve essere dovunque verso i poli. Questo é il flusso abissale nell'interno dell'Oceano schematizzato da Stommel nella Figura 13.4. La componente del flusso U é calcolata da V and W usando l'equazione di continuità.

Figura 13.4 Schema della circolazione risultante dalla convezione profonda nell'Atlantico (dischi neri) e upwelling attraverso il termocline altrove. Da Stommel (1958).

Per connettere le linee di corrente del flusso ad ovest, Stommel aggiunse una corrente occidentale di bordo. L'intensità della corrente occidentale di bordo dipente dal volume di acqua S prodotto nelle regioni di sorgente.

Stommel e Arons calcolarono il flusso per un oceano semplificato, delimitato dall'equatore e da due meridiani (un oceano a forma di torta). Per primo, posizionarono la sorgente S0 vicino al polo per approssimare il flusso del nord Atlantico. Se il volume di acqua che si inabissa alla sorgente eguaglia l'acqua che sale dagli abissi e se la velocità di salita é costante ovunque, allora il trasporto Tw nella corrente occidentale di bordo é:

(13.3)

Il trasporto della corrente occidentale di bordo ai poli é il doppio del volume alla sorgente ed all'equatore é zero (Stommel and Arons, 1960a: eq, 7.3.15; vedi anche Pedlosky, 1996: 7.3). Il flusso forzato dall'up-welling aggiunge una ricircolazione eguale alla sorgente. Se S0 eccede il volume dell'acqua in risalita nel bacino, allora la corrente occidentale di bordo porta acqua attraverso l'equatore. Questo ci fornisce la corrente occidentale di bordo schematizzata nella Figura 13.4.

Poi, Stommel e Arons calcolarono il trasporto della corrente occidentale di bordo in un bacino senza sorgenti. Il trasporto é:

(13.4)

dove S é il trasporto attraverso l'equatore dall'altro emisfero. In questo bacino Stommel scrive:

Una corrente di ricircolazione uguale alla intensità della sorgente comincia al polo e fluisce verso la sorgente . . . [e] gradualmente diminuisce a zero al φ = 30 di latitudine nord. Anche una corrente verso nord di uguale intensità parte dall'equatore e diminuisce a zero a 30 di latitudine nord.

Questo porta alla corrente occidentale di bordo come schematizzata nel nord Pacifico in Figura 13.4.

Notare che la teoria di Stommel-Arons assume un fondo piatto. Il sistema dorsale divide l'oceano profondo in una serie di bacini connessi dalle selle attraverso le quali l'acqua fluisce da un bacino all'altro. Risulta che il flusso dell'Oceano profondo non é così semplice come quello raffigurato da Stommel. La corrente di bordo fluisce lungo l'orlo del bacino e fluisce nei bacini orientali dell'Atlantico attraverso la dorsale medio-Atlantica dai bacini occidentali. La Figura 13.5 mostra come le dorsali controllano il flusso nell'oceano Indiano.

Figura 13.5 Schema della circolazione profonda nell'oceano Indiano dedotto dalla temperatura, data in C. Notare che il flusso é confinato dal sistema profondo delle dorsali. Dopo Tchernia (1980).

Finalmente, la teoria di Stommel-Arons fornisce alcuni valori per il tempo richiesto all'acqua per muoversi dalle regioni di sorgente alla base del termocline nei vari bacini. Il tempo varia da poche centinaia di anni per i bacini vicino alle sorgenti a circa un migliaio di anni per il nord Pacifico, che é il più lontano dalle sorgenti.

Alcuni commenti alla Teoria della Circolazione Profonda
La nostra comprensione della circolazione profonda si sta ancora evolvendo.

  1. Marotzke e Scott (1999) indicano che la convezione profonda ed il mescolamente sono processi molto diversi. La convezione riduce l'energia potenziale della colonna d'acqua ed é potenziata da se stessa. Il mescolamento in un fluido stratificato aumenta l'energia potenziale e deve essere guidato da un processo esterno.
  2. I modelli numerici della circolazione profonda mostrano che la circolazione rovesciata é molto sensibile al valore assunto per la diffusività verticale vorticosa nel termoclino (Gargett e Holloway, 1992).
  3. Calcoli numerici di Marotzke e Scott (1999) indicano che il trasporto non é limitato dal tasso di convezione profonda, ma é sensibile al valore assunto per la diffusività verticale vorticosa, specialmente vicino ai lati di confine.
  4. Dove l'acqua fredda é mescolata verso l'alto? Nel termoclino oppure ai contorni dei bacini? Recenti misure di mescolamento verticale (8.5) suggeriscono che il processo é concentrato sopra le montagne sottomarine e sopra le dorsali di medio-oceano e lungo le forti correnti come la Gulf Stream.
  5. Poiché non conosciamo molto bene il valore della diffusività verticale vorticosa e poiché non sappiamo dove il mescolamento verticale é importante nell'Oceano, la circolazione profonda calcolata da modelli numerici probabilmente ha errori grandi.
  6. Poiché la circolazione rovesciata lungo i meridiani é forzata dal mescolamento e non spinta dalla convezione profonda, il trasporto del calore nel nord Atlantico può non essere sensibile alla salinità superficiale come descritto prima.

13.3 Osservazioni della Circolazione Profonda

La circolazione abissale é molto meno conosciuta di quella più superficiale. Osservazioni dirette da correntometri ormeggiati oppure da drifter lagrangiani profondi erano difficili da fare fino a poco tempo fà e ci sono poche misure dirette a lungo termine. Inoltre, le misure non producono un valore medio stabile delle correnti profonde. Per esempio, se la circolazione profonda impiega circa 1,000 anni per trasportare acqua dal nord Atlantico alla Corrente Circumpolare Antartica e poi al nord Pacifico, il flusso medio é circa 1 mm/s. Osservare questo piccolo flusso in presenza di tipiche correnti profonde, che hanno velocità variabili fino a 10 cm/s o più grandi, é molto difficile.

Molta della nostra conoscenza della circolazione di fondo é dedotta dalla distribuzione delle variabili osservate come la temperatura, la salinità, l'ossigeno, i silicati, il trizio, i fluorocarburii ed altri traccianti. Queste misure sono molto più stabili di quelle di corrente diretta e le osservazioni fatte a decadi di intervallo possono essere usate per tracciare la circolazione. Tomczak (1999) descrive con cura come le tecniche possono essere fatte quantitative e come possono essere applicate in pratica.

Le Masse d'Acqua
Il concetto di massa d'acqua trae origine dalla meteorologia. Vilhelm Bjerknes, un meteorologo norvegese, per primo descrisse le fredde masse d'aria che si formano nelle regioni polari. Mostrò come si muovono verso sud, dove si scontrano con le masse d'aria nei posti che chiamo fronti, proprio come le truppe si scontrano nei fronti di guerra (Friedman, 1989). In modo simile, le masse d'acqua si formano in differenti regioni dell'Oceano, e sono spesso separate da fronti. Notare, comunque, che i venti forti sono associati con i fronti nell'atmosfera a causa della grande differenza in densità ed in temperatura in entrambi i lati del fronte. I fronti dell'Oceano talvolta hanno piccole differenze in densità e questi fronti hanno soltanto deboli correnti.

Tomczak (1999) definisce una massa d'acqua come un

corpo di acqua con una comune storia di formazione, avendo la sua origine in una regione fisica dell'Oceano. Propio come le masse d'aria nell'atmosfera, le masse sono entità fisiche con volume misurabile e quindi occupano un volume finito nell'Oceano. Nella loro regione di formazione hanno l'esclusiva occupazione di un parte singolare dell'Oceano. Altrove condividono lo spazio con altre masse d'acqua con le quali si mescolano. Il volume totale della massa d'acqua é dato dalla somma di tutti i suoi elementi senza riguardo alla loro sito (di origine ???).

I grafici della salinità in funzione della temperature, chiamati grafici T-S, sono usati per tracciare le masse d'acqua e la loro distribuzione geografica, per descrivere il mescolamento tra le masse d'acqua e per dedurre il moto dell'acqua nell'Oceano profondo. Quì diciamo perché i grafici sono così utili: le proprietà dell'acqua, come la temperatura e la salinità, sono formate solo quando l'acqua é in superficie oppure nello strato mescolato. Il riscaldamento, il raffredamento, la pioggia e l'evaporazione, tutto contribuisce. Quando l'acqua affonda sotto lo strato mescolato, la temperatura e la salinità possono cambiare soltanto mescolandosi con masse d'acqua adiacenti. Così l'acqua da una particolare regione ha una particolare temperatura associata con una particolare salinità e la relazione cambia poco quando l'acqua si muove attraverso l'Oceano profondo.

Perciò la temperatura e la salinità non sono variabili indipendenti. Per esempio, la temperatura e la salinità dell'acqua a differenti profondità sotto la Gulf Stream sono unicamente correlate (Figura 13.6, destra), indicando che provengono dalla stessa regione, anche se non appaiono collegate se la temperatura e la salinità sono graficate indipendentemente in funzione della profondità (Figura 13.6, sinistra).

Figura 13.6 Temperatura e salinità misurate in stazioni idrologiche su entrambi i lati della Gulf Stream. I dati provengono dalle tabelle 10.2 e 10.4. Sinistra: Temperatura e salinità in funzione della profondità. Destra: Gli stessi dati, ma la salinità é segnata in funzione della temperatura in un diagramma T-S. Notare che la temperatura e la salinità sono collegate biunivocamente sotto lo strato mescolato. ???? A few depths are noted next to data points ????.

La temperatura e la salinità sono proprietà conservative perché non ci sono nè sorgenti nè buchi di calore o di sale all'interno dell'Oceano. Altre proprietà, come l'ossigeno sono non conservative. Per esempio, il contenuto di ossigeno può cambiare lentamente a causa dell'ossidazione dei materiali organici e la respirazione degli animali.

Ogno punto nel diagramma T-S é un tipo di acqua. Questo é un ideale matematico. Alcune masse d'acqua possono essere molto omogenee e sono quasi punti nel diagramma. Altre masse d'acqua sono meno omogenee e allora occupano regioni sul diagramma.

Il mescolamento di due tipi di acque porta ad una linea dritta su un diagramma T-S (Figura 13.7). Poiché le linee di densità costante su un diagramma T-S sono curve, il mescolamento aumenta la densità dell'acqua. Questo é detto densificazione (Figura 13.8).

Figura 13.7 Sopra: Mescolamento di due masse d'acqua produce una linea su un diagramma T-S. Sotto: Il mescolamento tra tre masse d'acqua produce linee che si intersecano su un diagramma T-S e l'apice alle intersezioni é arrotondato da ulteriore mescolamento. Da Tolmazin (1985).

Figura 13.8 Il mescolamento di due tipi di acque della stessa densità (L e G) produce acqua che é più densa (M) di ognuna delle due tipi. Da Tolmazin (1985).

Masse d'Acqua e Circolazione Profonda
Usiamo queste idee della masse d'acqua e del mescolamento per studiare la circolazione profonda. Cominciamo dal sud Atlantico perché ha le masse d'acqua molto ben definite. Un diagramma T-S calcolato dai dati idrologici raccolti nel sud Atlantico (Figura 13.9) mostra tre importanti masse d'acqua messe in ordine di profondità decrescente (tabella 13.1): Acqua di Fondo Antartica (Antarctic Bottom Water AAB), Acqua Profonda del Nord Atlantico (North Atlantic Deep Water NADW), e Acqua Intermedia Atlantica (Antarctic Intermediate Water AIW). Sono tutte più profonde di un kilometro. Il mescolamento tra queste tre masse d'acqua mostra i caratteristici apici arrotomdati visti nel caso idealizzato di Figura 13.7.

Figura 13.9 Diagramma T-S di dati raccolti a varie latitudini nel bacino occidentale del sud Atlantico. Le linee segnate attraverso i dati dal 5N, mostrano possibili mescolamenti tra le masse d'acqua: NADW ? North Atlantic Deep Water, AIW ? Antarctic Intermediate Water, AAB - Antarctic Bottom Water, U - Subtropical Lower Water.

Tabella 13.1 Masse d'acqua del Sud Atlantico tra 33 S e 11 N
 
Temp.
(C)
Salinità
(psu)
acqua Antartica
acqua intermedia Antartica
acqua di fondo Antartica
AIW
ABW
3.3
0.4
34.15
34.67
acqua Nord Atlantico
acqua profonda del Nord Atlantica
acqua di Fondo del Nord Atlantico
NADW
NABW
4.0
2.5
35.00
34.90
acqua del Termoclino
acqua più bassa Subtropicale
U
18.0
35.94
Da Defant (1961: tabella 82)

Il disegno indica che le stesse masse d'acqua possono essere trovate su tutti i bacini occidentali del sud Atlantico. Usiamo ora una sezione di salinità per tracciare il movimento delle masse d'acqua usando il metodo del nucleo.

Metodo del Nucleo (Core Method)
La lenta variazione di un tracciante come la salinità da posto a posto dell'Oceano può essere usata per determinare la sorgente delle masse d'acqua come quelle della Figura 13.9. Questo é chiamato metodo del nucleo. Il metodo può anche essere usato per tracciare i lenti movimenti della massa d'acqua. Notare, comunque, che una lenta deriva dell'acqua ed un mescolamento orizzontale producono entrambe le stesse proprietà osservate nel diagramma e non possono essere separate dal metodo del nucleo.

Un nucleo (core) é uno strato di acqua con valori estremi (in senso matematico) di salinità o di altre proprietà in funzione della profondità. Un valore estremo é un massimo o un minimo locale della quantità in funzione della profondità. Il metodo assume che il flusso sia lungo il nucleo. L'acqua del nucleo si mescola con le masse sotto e sopra del nucleo e gradualmente perde la sua identità. Infine, il flusso tende ad essere lungo le superfici di densità potenziale costante.

Applichiamo il metodo ai dati del sud Atlantico per trovare le sorgenti delle masse d'acqua. Come ci possiamo aspettare, questo spiega i loro nomi.

Cominciamo con la salinità della sezione nord-sud del bacino occidentale dell'Atlantico (Figura 13.10). Localizziamo i massimi e minimi della salinità in funzione della profondità a differenti latitudini; possiamo vedere chiaramente definiti i nuclei. Il nucleo in alto, a bassa salinità, comincia vicino a 55 S e si estende verso nord a profondità vicine ai 1000m. Quest' acqua nasce nella zona del Fronte Polare Antartico. Questa é l'acqua Antartica Intermedia. Sotto questa massa d'acqua c'é il nucleo di un'acqua salata originaria del nord Atlantico. Questa é l'acqua profonda del nord Atlantico. Sotto questa c'é l'acqua più densa, l'acqua Antartica di Fondo. Nasce nell'inverno australe quando l'acqua fredda, salata, densa si forma nel mare di Weddell ed in altri mari bassi intorno l'Antartide. L'acqua cola lungo la scarpata continentale e si mescola con l'acqua profonda Circumpolare. Riempie i bacini profondi del sud dell'Oceano Pacifico, dell'Atlantico e dell'Indiano.

Figura 13.10 Isolinee della salinità in funzione della profondità nei bacini occidentali dell'Atlantico, dall'Oceano Artico all'Antartide. La figura mostra chiaramente i nuclei estesi, uno alla profondità intorno a 1000m che si estende da 50S a 20N, l'altro é a profondità intorno a 2000m che si estende da 20N a 50S. Quello sopra é l'acqua Intermedia Antartica, sotto é l'acqua profonda del Nord Atlantico. Le frecce indicano la direzione del flusso dedotta dal nucleo. L'acqua di Fondo Antartica riempie i livelli più bassi da 50S a 30N. Vedi anche Figura 10.16 e 6.11. Da Lynn e Reid (1968).

L'acqua Circumpolare Profonda (CDW) é principalmente acqua profonda del Nord Atlantico (NADW) che é stata trasportata intorno all'Antartide. In questo viaggio, si é mescolata con acqua profonda dell'Oceano Indiano e Pacifico per formare l'acqua circumpolare.

Probabilmente il flusso non va secondo le frecce mostrate in Figura 13.10. La distribuzione delle proprietà negli abissi possono essere spiegate da una combinazione di flusso lento nella direzione delle frecce più un mescolamento orizzontale lungo le superfici di densità potenziale costante con qualche debole mescolamento verticale. Il mescolamento verticale avviene probabilmente in posti dove la superficie della densità tocca il fondo del mare ad un confine laterale, per esempio, un monte sottomarino, le dorsali medio-oceaniche e lungo i lati occidentali.
??? Il flusso in un piano perpendicolare a quello della figura può essere tanto forte almeno come il flusso nel piano della figura mostrato dalle frecce. ?????

Il metodo del nucleo può essere applicato soltanto ad un tracciante che non influenza la densità. Per questo, la temperatura é generalmente una scelta mediocre. Se il tracciante controlla la densità, allora il flusso sarà (intorno,vicino around ???) al nucleo in accordo alle idee della geostrofia ???? , non lungo il nucleo come assunto dal metodo del nucleo.

Nel sud Atlantico, dove le masse d'acqua sono definite chiaramente, il metodo del nucleo funziona particolarmente bene. In altri bacini oceanici, la relazione T-S é più complicata. Le acque abissali negli altri bacini sono una mistura complessa di acque provenienti da aree differenti dell'Oceano (Figura 13.11). Per esempio, l'acqua calda e salata del Mare Mediterraneo entra nel nord Atlantico e si sparge a profondità intermedie sostituendo l'acqua intermedia dell'Antartide nel nord Atlantico, aggiungendo complessità al flusso come si vede nella parte in basso a destra della figura.

Figura 13.11 T-S Diagrammi dell'acqua dei bacini di vari oceani.
Da Tolmazin (1985).

Altri Traccianti
Ho illustrato il metodo del nucleo usando la salinità come tracciante, ma molti altri traccianti possono essere usati. Un tracciante ideale é facile da misurare anche quando la sua concentrazione é molto piccola; é conservativo, significa che soltanto il mescolamento cambia la sua concentrazione; non influenza la densità; é presente nella massa d'acqua che vogliamo tracciare, ma non nelle masse d'acqua adiacenti; e non influenza gli organismi marini (non vogliamo rilasciare traccianti tossici).

Diversi traccianti, più o meno corrispondono a questi criteri e sono usati per seguire le acque intermedie e profonde dell'Oceano. Di seguito sono elencati i traccianti maggiormente usati.

  1. La Salinità é conservativa ed influenza la densità molto meno della temperatura.
  2. L'ossigeno é solo parzialmente conservativo. La sua concentrazione é ridotta dalla respiratione delle piante marine e degli animali e dalla ossidazione del carbonio organico.
  3. I Silicati sono usati da alcuni organismi marini. I Silicati sono conservativi a profondità superiore alla zona eufotica.
  4. I Fosfati sono usati da tutti gli organismi, ma possono fornire informazioni aggiuntive.
  5. L'He3 é conservativo, ma ci sono poche sorgenti, principalmente le aree vulcaniche profonde e le sorgenti calde.
  6. L'H3 (trizio) fu prodotto dalle prove delle bombe atomiche nell'atmosfera negli anni 50. Entra nell'Oceano attraverso il 'mixed layer', ed é utile per tracciare la formazione dell'acqua profonda. Decade con un tempo di dimezzamento di 12.3 anni e sta lentamente scomparendo dall'Oceano. La figura 10.15 mostra la lenta avvezione e forse il mescolamento del tracciante nel nord Atlantico profondo. Notare che 25 anni dopo, un pò di trizio é ancora presente a sud di 30N. Questo implica una velocità media di meno di 1mm/s.
  7. I Fluorocarboni (Freon usato nei condizionatori d'aria) sono stati recentemente immessi nell'atmosfera. Possono essere misurati con grande sensibilità e sono stati usati per tracciare le sorgenti di acqua profonda.
  8. Lo Zolfo esafluorile SF6 può essere immesso in acqua marina e la concentrazione può essere misurata con grande sensibilità per molti mesi.

Ogni tracciante ha la sua utilità, e ognuno può fornisce informazioni aggiuntive sul flusso.

13.4 Corrente Circumpolare Antartica

La Corrente Circumpolare Antartica é una caratteristica importante della circolazione profonda dell'Oceano perché trasporta l'acqua profonda e intermedia tra l'oceano Atlantico, Indiano e Pacifico, and perché contribuisce alla circolazione in tutti i bacini. Poiché é così importante per la comprensione della circolazione in tutti i bacini, vediamo cosa conosciamo su questa corrente.

Una sezione della densità sulla linea di costante longitudine nell' Stretto di Drake (Figura 13.12) mostra tre fronti. Essi sono, da nord a sud:

  1. Il Fronte Sub-antartico,
  2. Il Fronte Polare, e
  3. Il Fronte sud ACC.

Ogni fronte é continuo intorno l'Antartide (Figura 13.13). La sezione mostra anche che le superfici a densità costante sono in pendenza a tutte le profondità, ciò indica che le correnti si estendono fino al fondo.

Figura 13.12 Sezione della densità neutrale della Corrente Circumpolare Antartica nello Stretto di Drake dal World Ocean Circulation Experiment sezione A21 nel 1990. Il flusso ha tre correnti associate ai tre fronti (linee piene): SF = Fronte sud ACC, PF = Fronte Polare, e SAF = Fronte Sub-antartico. I numeri delle stazioni Idrologiche sono date in alto, ed i trasporti sono relativi a 3,000 dbar. L'acqua profonda Circumpolar é indicata da una leggera ombreggiatura. Da Orsi (2000).

Figura 13.13 Distribuzione dei Fronti Sub-antartici e Polari, e delle correnti associate currents dell'Antartide. Da Orsi (1995).

Le velocità tipiche della corrente sono intorno ai 10 cm/s con massimi fino a 50 cm/s vicino ai fronti. Sebbene le correnti sono lente, trasportano molta più acqua delle correnti occidentali di bordo perché il flusso é profondo e largo. Whitworth e Peterson (1985) calcolarono il trasporto attraverso lo Stretto di Drake usando molti anni di dati con 91 correntometri su 24 ormeggi, distanziati di circa 50 km uno dall'altro, lungo una sezione dello Stretto. Essi usarono anche osservazioni della pressione di fondo misurata in entrambi i lati. Trovarono che il trasporto medio attraverso lo stretto era di 125 11 Sv, e che il trasporto variava da 95 Sv a 158 Sv. Il trasporto massimo avveniva nel tardo inverno ed all'inizio della primavera dell'emisfero sud (Figura 13.14).

Figura 13.14 Variabilità del trasporto della Corrente Circumpolare Antartica misurata da una serie di correntometri ormeggiati attraverso lo Stretto di Drake. La linea più scura é il trasporto smussato mediando nel tempo. Da Whitworth (1988).

Poiché le correnti antartiche si estendono fino al fondo, sono influenzate dalla forma del fondo. Come la corrente incontra delle sporgenze come il Kerguelen Plateau, la dorsale antarticade-pacifica, e lo stretto di Drake, é deflessa.

Il centro della corrente é composta da acqua profonda circumpolare, una mistura di acqua profonda di tutti gli oceani. La parte superiore della corrente contiene acqua povera di ossigeno di tutti gli oceani. La parte più bassa (più profonda) contiene un centro di acqua ad alta salinità dell'Atlantico, che include i contributi dell'acqua profonda del nord Atlantico mescolata con acqua salata del mare Mediterraneo. Come le differenti masse d'acqua circolano intorno l'Antartide si mescolano con le altre masse d'acqua con densità simile. In questo senso, la corrente é gigantesco 'mixer' che prende l'acqua profonda da tutti gli oceani, la mischia e la ridistribuisce indietro.

La più fredda e la più salata acqua dell'Oceano é prodotta nelle piattaforme continentali intorno all'Antartide durante l'inverno australe, principalmente dai mari poco profondi di Weddell e di Ross. L'acqua fredda e salata defluisce dalle piattaforme ed é assorbita dall'acqua profonda, e si sparge sul fondo dell'Oceano. Infine, 8-10 Sv di acqua di fondo si formano (Orsi, Johnson, and Bullister, 1999). Questa acqua densa cola in tutti i bacini oceanici. Per definizione, quest'acqua é troppo densa per passare attraverso lo Stretto di Drake, così non diventa acqua circumpolare. ???

Le correnti Antartiche sono forzate dal vento. I forti venti occidentali con la velocità massima vicino a 50 S spingono le correnti (vedi Figure 4.4A, Figure 4.4B), ed il gradiente nord-sud della velocità del vento produce la convergenza e la divergenza dei trasporti di Eckam. La divergenza a sud della zona di velocità massima del vento, sud si 50 S porta ad upwelling dell'acqua profonda circumpolare. La convergenza a nord della zona del vento massimo porta a down-welling della acqua intermedia Antartica. L'acqua di superficie é relativamente dolce ma fredda, e quando affonda definisce le caratteristiche dall'acqua intermedia Antartica.

Poiché il vento trasferisce costantemente momento alla Corrente Circumpolare Antartica, costringendola ad accellerare, questa accelerazione deve essere bilanciata dall'attrito, e questo porta a chiederci: Che cosa trattiene il flusso dall'accellerare fino a velocità molto alte? Munk e Palmen (1951), suggeriscono che l'attrito domina. Dal drag é dovuto is due to the current crossing subsea ridges, especially at the Drake Passage. Form drag is also the drag of the wind on a fast moving car. In both cases, the flow is diverted, by the ridge or by your car, creating a low pressure zone downstream of the ridge or down wind of the car. The low pressure zone transfers momentum into the solid Earth, slowing down the current.

13.5 Concetti Importanti

  1. La circolazione profonda é molto importante peché determina la stratificazione verticale delle masse d'acqua e perché modula il clima.

  2. L'acqua fredda e profonda dell'Oceano assorbe la CO2 dall'atmosfera, quindi riduce temporaneamente la concentrazione atmosferica della CO2.

  3. Infine, comunque, molta della CO2 rimane nell'Oceano. Un pò é usata dalle alghe ed un pò é usata per costruire le conchiglie.

  4. La produzione di acque profonde nel nord Atlantico causa il trasporto di un petawatt di calore nell'emisfero nord che riscalda l'Europa.

  5. La variabilità della formazione di acqua profonda nel nord Atlantico é legata alle grandi fluttuazioni della temperatura durante le ultime ere glaciali.

  6. La teoria sulla circolazione profonda é stata elaborata da Stommel e Arons in una serie di lavori pubblicati dal 1958 al 1960. Essi mostrano che le velocità verticali sono necessarie quasi ovunque nell'Oceano per mantenere il termoclino, e che la circolazione profonda guida le velocità verticali.

  7. La circolazione profonda é forzata dal mescolamento verticale, che é più grande sopra le dorsali, vicino ai monti sottomarini, e nelle correnti di bordo.

  8. La circolazione profonda é troppo debole per essere misurata direttamente. é dedotta dalle osservazioni delle masse d'acqua, definite dalla loro temperatura e salinità e dalle osservazioni dei traccianti.

  9. La Corrente Circumpolare Antartica mescola le acque di tutti gli oceani e la ridistribuisce indietro, la corrente é lenta e profonda con un trasporto di 125 Sv.

 

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