Loceanografia chimica è la disciplina scientifica che si occupa dello studio degli aspetti e dei processi legati agli elementi chimici presenti nelle acque oceaniche della Terra.
In particolare l’oceanografia chimica è lo studio della composizione chimica e dei processi chimici nei mari e negli oceani; questa disciplina si prefigge di conoscere la composizione chimica, conoscere la distribuzione delle specie chimiche ed interpretare la distribuzione delle specie chimiche nell’ambiente marino.
La conoscenza della composizione chimica del mare può essere ottenuta sia attraverso un’analisi qualitativa (quali elementi e composti sono presenti nell’acqua di mare) sia attraverso un’analisi quantitativa (a quale concentrazione quegli elementi e quei composti sono presenti nell’acqua di mare).L'oceano rappresenta un sistema chimico particolare e "unico" in quanto contiene, in quantità maggiori o minori, quasi tutti gli elementi della tavola periodica.
Particolare importanza assume, nell'ambito della oceanografia chimica, la descrizione dei cicli biogeochimici di questi elementi sia all'interno dell'oceano che in relazione con le altre sfere terrestri. Questi cicli sono solitamente caratterizzati come flussi quantitativi tra le riserve oceaniche e come tempi di residenza nell'oceano. Di particolare interesse globale e climatico sono i cicli che riguardano gli elementi biologicamente attivi come il carbonio, l'azoto e il fosforo, così come quelli che riguardano importanti elementi in tracce come il ferro.
Un'altra importante area di studio della oceanografia chimica è rappresentata dalla natura degli isotopi (vedi geochimica isotopica) e dal loro utilizzo come traccianti per la comprensione dei processi oceanografici e climatici presenti e passati. Per esempio, l'incidenza di 18O (isotopo pesante dell'ossigeno) può essere utilizzata quale indicatore dell'estensione degli inlandsis polari, mentre gli isotopi del boro sono indicatori chiave del pH e del contenuto di anidride carbonica degli oceani nei tempi passati.
Storia
Il chimico francese Antoine-Laurent de Lavoisier, in un lavoro del 1772 sull’uso dell’alcol nell’analisi delle acque naturali, riporta la prima analisi chimica dell’acqua di mare mai pubblicata.
William Dittmar (1884) condusse uno dei primi studi completi sulla composizione dell’acqua di mare basato sull’analisi di 77 campioni raccolti durante la spedizione del Challenger dal chimico John Young Buchanan, e confermò l’ipotesi di Marcet (1819), quella che sarà poi nota come “prima legge dell’oceanografia chimica”: tutti i campioni dell’acqua di mare contengono gli stessi elementi da qualsiasi parte del mondo siano raccolti, e sono presenti più o meno con le stesse proporzioni. Queste prime analisi hanno dato il via all’oceanografia chimica.
Composizione chimica dell'acqua di mare
Quasi tutti gli elementi chimici sono stati individuati nell'acqua di mare. Il meno abbondante sembra essere l'iridio, mentre i più presenti sono detti costituenti maggiori. Il materiale chimico presente nell'acqua di mare può presentarsi in materiale solido (materiale particellato) o in materiale disciolto (sali disciolti e gas disciolti).
Materiale solido Il materiale particellato è costituito dalle particelle che sono trattenute da un filtro con porosità definita (in genere il diametro medio dei pori è di 0.45 micron).
Il materiale solido può avere diverse origini e diverse composizioni.
è detto autoctono se è prodotto in situ, all’interno dell’acqua di mare; è detto alloctono se deriva da fonti esterne all’oceano (es. è introdotto nel mare da fiumi, atmosfera, idrotermalismo...).
La maggior parte del materiale solido ha origine biogenica (di origine biologica, da fitoplancton, zooplancton, organismi morti, detriti organici, fecal pellets, gusci di silicio, gusci di carbonato di calcio ecc.). La fonte principale del materiale particellato negli oceani è la produzione primaria (fitoplancton). La frazione che contiene i composti solidi organici è indicata come materiale organico particellato (POM). La frazione che contiene i composti solidi inorganici è costituita da frustuli silicei, SiO2, gusci calcarei, CaCO3, materiale da weathering della crosta, silicati, alluminosilicati (argille), altro materiale (ossidi di ferro e manganese Fe, Mn).
Materiale disciolto La sostanza chimica più abbondante nell’acqua di mare è l’acqua (H2O). 100 grammi di acqua di mare contengono il 96.5% di acqua di mare, il resto (3.5%) sono soluti disciolti (gas disciolti e sali disciolti).
Salinità dell'acqua di mare
Una caratteristica fondamentale dell’acqua di mare è che è salata. La salinità è indubbiamente la caratteristica più nota dell’acqua marina e anche una tra quelle che maggiormente condizionano la vita degli organismi marini.
La salinità è il contenuto in g di sali disciolti per kg di acqua di mare (viene usata l’unità di peso e non di volume perché quest’ultimo è più dipendente dalla temperatura di quanto il peso non lo sia dall’accelerazione di gravità).
Per misurare la salinità non si usano le percentuali, ma i per mille (‰). 100 g di acqua contengono 3.5 g di sali, 1.000 g di acqua contengono 35 g di sali. La salinità assoluta esprime la quantità in grammi di soluti disciolti in 1 kg di acqua di mare:
g / kg = parti per mille = ‰
Nel 1978 è stato introdotto il concetto di salinità pratica, una scala derivata da una serie di misure che legano la salinità di un campione di acqua di mare con la sua conducibilità elettrica e quella di uno standard di conducibilità nota a condizioni definite di T (15 °C). Pertanto, trattandosi di un rapporto, formalmente la salinità pratica è un numero adimensionale.
La salinità pratica è un’unità adimensionale derivata da misure di conducibilità elettrica; si esprime in PSU (Practical Salinity Unit). Il valore della salinità pratica (PSU) è molto simile a quello della salinità assoluta: S = 35 PSU S = 35 per mille.
La salinità media dell’acqua di mare in tutte le acque oceaniche del pianeta varia di poco intorno al valore 35‰ (o 35 PSU), ossia 35 g di sale per 1 kg d’acqua. Per il 99% delle acque oceaniche è compresa tra il 33 e il 37, quindi la salinità è un parametro globalmente abbastanza costante. In mari chiusi o semichiusi, i cosiddetti mari di evaporazione dove l’evaporazione è maggiore rispetto agli apporti di acqua dolce, che avvengono attraverso i fiumi e le precipitazioni meteoriche, i sali si concentrano e la salinità aumenta. È il caso, ad esempio, del Mar Rosso, dove il clima arido delle zone circostanti e la scarsità di fiumi comportano una salinità media del 42‰. Anche il Mar Mediterraneo ha una situazione simile e la sua salinità media è del 37‰, quindi sopra la media globale. Nei mari molto freddi, in cui grandi masse d’acqua gelano durante l’inverno, si hanno aumenti di salinità perché la solidificazione in ghiaccio che interessa l’acqua esclude parzialmente i sali.
Al contrario, dove vi è un notevole apporto di acque fluviali la salinità è più bassa, come ad esempio nel Mar Nero (17‰) ma anche in molte lagune costiere dove le acque sono appunto dette acque salmastre.
Unisoalina è una linea immaginaria su una mappa o su un rilievo che unisce i punti di un bacino marino che hanno la stessa salinità in un dato momento o a diverse profondità. Non hanno decorso parallelo e non sono costanti, infatti si spostano al variare delle condizioni climatiche. Nelle zone temperate variano con l’alternarsi delle stagioni. La distribuzione della salinità alla superficie degli oceani è illustrata nella figura seguente.
La salinità, analogamente alla temperatura, presenta un andamento quasi simmetrico nei due emisferi. Le salinità più elevate (36-37‰) si osservano intorno a 20-30° di latitudine (Nord e Sud) in concomitanza alle zone di massima evaporazione dove nei continenti corrispondono le aree desertiche. Nelle aree equatoriali la salinità è minore (35‰) e procedendo verso latitudini più alte la salinità decresce ulteriormente, in modo particolare nell’emisfero boreale. Anche nelle zone costiere la salinità è generalmente più bassa per gli apporti fluviali, ma può aumentare per l’azione dei venti che favoriscono l’evaporazione o l’affioramento di acque profonde più salate (fenomeni di divergenza o upwelling).
In conclusione, le variazioni di salinità sono imputabili all’evaporazione, agli apporti fluviali e alle precipitazioni.
La salinità può variare sia orizzontalmente sia con la profondità. Ad esempio man mano che ci si allontana dalle foci dei fiumi verso il mare aperto la salinità aumenta progressivamente, anche se le acque superficiali possono risultare meno salate di quelle profonde anche a diversi chilometri di distanza dalla foce come si verifica, per esempio, in Alto Adriatico, davanti al delta del fiume Po. In questo caso si forma una netta separazione fra i due tipi d’acqua a diversa salinità, l’aloclino. Il fenomeno può essere osservato anche durante un’immersione, sia nei pressi di fuoriuscite d’acqua dolce che all’interno di alcune grotte, sotto forma di distorsioni sinuose delle immagini causate dalle differenti densità.
In prossimità dei poli la formazione di ghiaccio marino gioca un ruolo importante perché, con il congelamento invernale dell’acqua, i sali disciolti precipitano progressivamente aumentandone la salinità mentre in estate, quando il ghiaccio fonde lo strato superficiale, questo viene diluito. Anche questi fenomeni hanno una rilevanza notevole per le attività biologiche e per la caratterizzazione delle comunità biologiche marine.
In generale, la salinità aumenta con la profondità, talvolta con un forte gradiente detto aloclino, che gioca anch’esso un ruolo notevole per gli organismi marini. Inversioni di salinità possono verificarsi in rapporto all’affondamento di acque più salate e più dense e alla loro intrusione per azione delle correnti profonde in corpi d’acqua con caratteristiche chimico-fisiche diverse.
La salinità è dovuta alla presenza di numerosi composti tra i quali possiamo ricordare il cloruro di sodio (NaCl), il comune “sale da cucina”, il cloruro di magnesio (MgCl2) e il solfato di magnesio (MgSO4). Questi sali in realtà sono disciolti nell’acqua sotto forma di ioni liberi, ovvero sotto forma di atomi dotati di cariche elettriche positive, cationi (Na+, Mg2+, Ca2+, K+), e di strutture dotate di carica negativa, anioni (Cl-, SO42-, HCO3-).
Tali ioni hanno principalmente due origini: da una parte sono generati dalla degradazione delle rocce emerse ad opera degli agenti atmosferici, dall’altra dai processi idrotermali e dalle emissioni vulcaniche sottomarine di gas e lave che avvengono soprattutto lungo le dorsali medio-oceaniche. Le acque piovane, dilavando i terreni, trasportano i sali minerali in esse solubili, per poi confluire in corsi d’acqua via via crescenti che da ultimo sfociano in mare. A questo punto l’acqua evaporerà formando nuove nubi e riprendendo nuovamente il ciclo di scorrimento verso il mare. È importante ricordare che l’evaporazione è un fenomeno fisico che rigenera esclusivamente l’acqua, mentre tutte le sostanze disciolte, sospese o diffuse rimangono in mare. I cationi, insieme all’anione bi-carbonato (HCO3-), derivano prevalentemente dalle terre emerse, gli anioni invece da attività vulcanica.
Sorprendentemente, le proporzioni relative tra i vari ioni in tutti i mari del mondo sono pressoché le stesse anche se la loro quantità totale varia in modo notevole da zona a zona. In pratica tutte le acque marine contengono gli stessi ingredienti e nelle stesse proporzioni: questo viene indicato come “prima legge dell’oceanografia chimica”.
Misurazione della salinità