Il bilancio di calore degli oceani è regolato da flussi in entrata ed in uscita. Si indica come "input" un processo attraverso il quale l'oceano acquista calore, mentre viene definito "output" un processo di perdita di calore da parte dell'oceano verso l'esterno. Una lista completa di tutti gli input e gli output è indicata di seguito (+ indica un input, - un output):
Input e output principali:
Sorgenti secondarie:
I contributi delle sorgenti secondarie sono trascurabili per la maggior parte delle applicazioni, quindi questa lezione verterà solamente sugli input e output principali.
L'energia solare che incide sul limite esterno dell'atmosfera perpendicolarmente rispetto alla superficie terrestre è di circa 2.00 cal cm-2 min-1 (la "costante solare"). Le variazioni di intensità della radiazione incidente sono di carattere sia regolare che irregolare. A scala stagionale la radiazione del sole varia tra 0 e 1100 cal cm-2 giorno-1 ai poli e 800 - 900 cal cm-2 giorno-1 all'equatore. Le variazioni massime nell'arco di un anno dipendono dalla variazione della distanza tra la Terra ed il sole e sono pari al 3.34%; queste possono essere previste e possono essere la causa dei cambiamenti climatici più rilevanti a scala geologica (causati dai moti millenari dell'asse terrestre).
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Nella letteratura moderna l'unità cal cm-2 giorno-1 (calorie per centimetro quadrato al giorno) è stata sostituita dall'unità W m-2 (Watts per metro quadrato). La conversione tra le unità si ottiene sapendo che 1 caloria (cal) = 4.184 Joules (J) e 1 Watt (W) = 1 Joule per secondo (J s-1). Questo fornisce un fattore di conversione di 1 cal cm-2 giorno-1 = 0.484 W m-2. In altre parole, un input di calore di 1000 cal cm-2 giorno-1 corrisponde a circa 500 W m-2. |
Si noti che non tutta la radiazione ricevuta dall'atmosfera risulta disponibile per l'oceano ( Figure 4.1). Se la radiazione è normalizzata al 100%, allora:
| 16% | è assorbito dall'atmosfera |
| 24% | è riflesso dalle nuvole |
| 7% | è riflesso nello spazio dall'atmosfera |
| 4% | è riflesso dalla superficie della Terra (principalmente dal mare) |
Quindi il 35% dell'energia ritorna nello spazio ed il 65 % rimane disponibile. (Il 16% è immagazzinata nell'atmosfera ed alla fine disponibile).
La radiazione incidente è emessa dal sole a circa 6000 K (K sta per gradi Kelvin, equivalenti ai gradi della scala Celsius, ma il valore di 0°C corrisponde a quello di 273 K). Secondo la legge di Wien, il massimo della radiazione si ha per una lunghezza d'onda data da λ = 2897 T-1, dove T è il valore di temperatura in K e λ (lambda) la lunghezza d'onda in micron (µm). La massima radiazione dal sole avviene perciò nell'intervallo di lunghezza d'onda della luce visibile ed ha un picco a 0.48 µm, nell'intervallo del blu. Questa decresce rapidamente spostandosi verso lunghezze d'onda minori (nello spettro dell'ultravioletto o UV) e lentamente spostandosi verso lunghezze d'onda più grandi (infrarosso).
Per effetto dell'assorbimento ad opera del vapore acqueo e dei vari gas atmosferici, in particolare ossigeno e idrocarburi, l'energia solare ricevuta dagli oceani varia irregolarmente con la lunghezza d'onda. In mare, l'assorbimento fa sì che la quantità di luce si riduca molto rapidamente con la profondità (Figure 4.2). Per quanto riguarda l'incidenza verticale della luce (cioè le condizioni più favorevoli), in genere si rilevano i seguenti valori:
| 73% | raggiunge | 1 cm di profondità |
| 44.5% | raggiunge | 1 m di profondità |
| 22.2% | raggiunge | 10 m di profondità |
| 0.53% | raggiunge | 100 m di profondità |
| 0.0062% | raggiunge | 200 m di profondità |
La fornitura di energia minima necessaria per mantenere la fotosintesi è 0.003 cal cm-2 min-1. In condizioni ottimali (acqua assolutamente limpida) questa è disponibile fino ad una profondità di 220 m.
La radiazione riflessa
Una parte della radiazione ricevuta dal sole è riflessa dalla superficie dell'oceano. La lunghezza d'onda in cui si concentra la maggior parte della radiazione riflessa si può calcolare dalla legge di Wien. Dato che la temperatura della superficie del mare è molto più bassa di quella del sole (circa 283 K), la radiazione di ritorno massima è concentrata intorno ai 10 µm, cioè nell'infrarosso, detta anche radiazione di calore.
Secondo la legge di Stefan-Boltzman, l'energia della radiazione è proporzionale alla quarta potenza della temperatura assoluta (espressa in gradi Kelvin). Dunque, le variazioni giornaliere o stagionali della temperatura superficiale degli oceani hanno un effetto ridotto sull'energia della radiazione riflessa, in quanto queste variazioni sono piccole rispetto al valore della temperatura assoluta.
Trasferimento di Calore sensibile tra Oceano ed Atmosfera
La superficie degli oceani è mediamente di 0.8°C circa più calda dell'aria sovrastante. Dunque solitamente avviene uno scambio diretto di calore (trasferimento di calore sensibile) dall'acqua verso l'aria, e quindi si ha una perdita di calore. Il trasferimento di calore dall'oceano all'atmosfera si verifica molto più facilmente di quanto non avvenga nella direzione opposta per due motivi:
1. L'energia richiesta per scaldare l'aria è molto inferiore rispetto a quella che serve per scaldare l'acqua. L'energia necessaria per aumentare di 1°C la temperatura di uno strato di acqua spesso 1 cm è sufficiente per un pari aumento di temperatura di uno strato di aria spesso 31 m.
2. Nell'atmosfera l'input di calore proveniente dal basso provoca instabilità (attraverso la riduzione della densità vicino al suolo) e genera convezione e trasporto turbolento di calore verso l'alto. Al contrario, il calore ricevuto dagli oceani dall'alto aumenta la stabilità (attraverso una riduzione della densità in superficie) e impedisce la penetrazione di calore efficace negli strati profondi.
Calore trasferito per evaporazione
Il 51% del calore assorbito dagli oceani viene perso per evaporazione. Oltre all' importante contributo al bilancio di calore, l'evaporazione, che altro non è che un trasferimento d'acqua nell'atmosfera, gioca un ruolo importante nel bilancio di massa, di cui si parlerà più avanti.
L'evaporazione inizia quando l'aria non è satura di umidità. Siccome in condizioni normali il trasferimento diretto di calore avviene dal mare verso l'aria (cioè, solitamente l'aria viene riscaldata dal basso), la situazione più frequente è quella in cui l'aria non è satura di umidità e può avvenire l'evaporazione. La condensazione avviene dove l'aria calda si trova a contatto con l'acqua fredda. Questi tratti di mare sono conosciuti e temuti per la frequente presenza di nebbia. La maggior parte dell'energia rilasciata durante la condensazione entra nell'atmosfera, quindi il suo contributo al bilancio di calore oceanico è davvero poco significativo.
Il bilancio di calore è determinato dai fattori di cui si è parlato fin'ora. L'input principale di calore normalmente è dato dalla differenza radiazione incidente meno radiazione riflessa, detta anche radiazione netta. Il bilancio è quindi dato da:
calore netto acquisito per irraggiamento - perdita di calore per evaporazione - perdita diretta di calore = 0
Questa equazione è valida quando sono presi in considerazione gli oceani di tutto il globo. Se il bilancio è calcolato per una data regione oceanica, il secondo termine dell'equazione è solitamente diverso da zero e rappresenta il calore trasferito dalle correnti oceaniche. La Figura 4.3 riporta come esempio il bilancio di calore dell'Oceano Atlantico settentrionale. La Figura 4.4 mostra su scala globale il ruolo svolto dalle correnti nel trasporto di calore all'interno del bilancio nella zona compresa tra 60°N e 60°S. L'input netto diminuisce dai tropici verso i poli e presenta un minimo vicino l'equatore per via della densa copertura di nuvole presente sulla regione. Il massimo della perdita di calore per evaporazione nelle zone subtropicali è prodotto per avvezione atmosferica di aria secca; il minimo ai tropici deriva dall'alto contenuto di umidità dell'aria tropicale. La perdita di calore sensibile è di scarsa entità su tutta l'area. Le correnti rimuovono il calore dai tropici (perdita di calore verso l'oceano - valori positivi) e lo depositano nella regione subpolare (acquisto di calore - valori negativi).
Il bilancio di massa riguarda gli effetti dell'evaporazione e delle precipitazioni sulla quantità d'acqua presente negli oceani. La variazione di tale quantità è significativa solo a scala geologica. L'interesse principale per le applicazioni oceanografiche sta nell'influenza del bilancio di massa sulla salinità dello strato superficiale del mare.
Il tasso di evaporazione E, cioè la perdita di acqua dovuta all'evaporazione su un dato intervallo di tempo, è proporzionale alla distribuzione della perdita di calore per evaporazione. La costante di proporzionalità è conosciuta come costante di evaporazione dell'acqua e corrisponde a 585 cal/g.
La precipitazione P deve essere misurata empiricamente. Presenta valori elevati nella regione delle calme equatoriali (poco a nord dell'equatore) e nella regione dei fronti polari (a circa 50° di latitudine).
La distribuzione spaziale della salinità sulla superficie degli oceani è un'immagine speculare della distribuzione E-P su gran parte degli oceani (Figura 4.5). Si rilevano scostamenti in corrispondenza delle foci fluviali. A scala globale l'equilibrio è dato da:
Evaporazione = 440.103 km3 anno-1Lo sciogliersi e riformarsi dei ghiacci è bilanciato (non lo è su scala temporale geologica). La maggior parte dei fiumi si trova nell'emisfero Nord, perciò la corrispondenza tra salinità superficiale e distribuzione E-P è rispettata meglio nella maggior parte dell'emisfero Sud.
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Nota: l'evaporazione, le precipitazioni e l'apporto dei fiumi sono espressi come volume nell'unità di tempo. L'oceanografia moderna usa sempre più spesso un'unità chiamata "Sverdrup" (Sv), definita come 1 milione di metri cubi per secondo : 1 Sv = 106 m3/s. La relazione di conversione da km3/anno a Sv è 1000 km3/anno = 0.0317 Sv. Perciò nel bilancio globale si ha un'evaporazione di 14 Sv, una precipitazione di 13.1 Sv e un apporto fluviale di 0.9 Sv. |
© 1996 - 2005 M. Tomczak. Last updated 17/7/2000
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