Paleosalinità: differenze tra le versioni

Versione delle 09:44, 18 giu 2016

Versione attuale delle 23:22, 15 mar 2025

(6 versioni intermedie di 4 utenti non mostrate)

Riga 4:

Dai [[Diagramma di Bjerrum|diagrammi di Bjerrum]], si ricava che una diminuzione della salinità di un fluido acquoso porta ad un aumento del valore della costante di equilibrio (pK*) del sistema anidride carbonica-carbonati. Questo significa che la proporzione relativa dei [[carbonati]] rispetto all'[[anidride carbonica]] (CO₂) è più alta nei liquidi salini (come ad esempio l'[[acqua di mare]]) rispetto all'acqua dolce.

Per la [[paleoclimatologia]] è di cruciale importanza l'osservazione che un aumento della salinità ridurrà di conseguenza la solubilità dell'anidride carbonica negli oceani. Poiché si è avuto un abbassamento medio di circa 140&nbsp;m nel [[livello del mare]] durante l'[[ultimo massimo glaciale]] a causa dell'estesa formazione delle [[calotta di ghiaccio|calotte glaciali]] (che sono costituite solo di acqua dolce), questo ha comportato un deciso trend verso mari più salati durante i periodi glaciali. Di conseguenza questo comporta un [[outgassing]] di anidride carbonica nell'atmosfera a cusacausa della sua ridotta solubilità, contribuendo ad aumentare il livello della CO₂ atmosferica del 6,5[[permille|‰]]. Si ritiene che questo compensi in parte la riduzione complessiva dell' 80-100‰ osservata durante i periodi glaciali.<ref>{{citeCita journalpubblicazione | title titolo= Glacial/interglacial variations in Carbon Dioxide | journal rivista= Nature | first nome= D.M. | last cognome= Sigman |author2autore2= E.A. Boyle | volume = 407| id = | url = http://www.up.ethz.ch/education/biogeochem_cycles/reading_list/sigman_nat_00.pdf | format formato= PDF |accesso= accessdate17 =maggio 2010-05-17 | pmid= 11057657 | doi= 10.1038/35038000 |anno= year2000 |numero= 20006806 |pp= issue859-869 |urlmorto= 6806sì |urlarchivio= pageshttps://web.archive.org/web/20120224034604/http://www.up.ethz.ch/education/biogeochem_cycles/reading_list/sigman_nat_00.pdf |dataarchivio= 859–86924 febbraio 2012 }}</ref>

=== Stratificazione ===

Riga 13:

In passato la [[salinità]] è stata prevalentemente determinata attraverso la misura diretta della [[clorinità]] in fluidi porosi

utilizzando i carotaggi ottenuti dall'[[Ocean Drilling Program]],<ref name=Adkin>{{citeCita journalpubblicazione | doi = 10.1126/science.1076252 | title titolo= The Salinity, Temperature, and delta 18O of the Glacial Deep Ocean | journal rivista= Science | first nome= J.F. | last cognome= Adkins |author2autore2= McIntyre, K. |author3autore3= Schrag, D.P. | volume = 298 | issue numero= 5599 | pages pp= 1769–731769-73 | year anno= 2002 | pmid = 12459585| id = | url = http://schraglab.unix.fas.harvard.edu/publications/CV49.pdf | format formato= PDF | accessdate accesso= 17 giugno 2016 | bibcode= 2002Sci...298.1769A |urlmorto= sì |urlarchivio= https://web.archive.org/web/20110719204446/http://schraglab.unix.fas.harvard.edu/publications/CV49.pdf |dataarchivio= 19 luglio 2011 }}</ref> in cui la paleoprofondità viene stimata in base ai circostanti orizzonti corallini. Si misurava la clorinità al posto della salinità, a causa del fatto che la concentrazione dei principali ioni non è costante lungo la colonna di sedimenti. Infatti la riduzione dei solfati e le interazioni tra cationi e l'argilla, possono influenzare la salinità globale, mentre la clorinità non ne è molto influenzata.

== Paleosalinità durante l'ultimo massimo glaciale ==

Recenti studi<ref name= Adkin/> hanno trovato che durante l'ultimo massimo glaciale la salinità globale era aumentata in seguito all'abbassamento di circa 140&nbsp;m della superficie marina. Analizzando i dati dell'[[Stadio isotopico marino|isotopo]] ¹⁸O si è visto che le acque profonde oceaniche avevano una temperatura molto omogenea che oscillava attorno al punto di congelamento. Le variazioni della salinità erano invece più elevate di quelle odierne che sono comprese entro 0,5&nbsp; [[salinità|psu]] rispetto al valore della salinità globale che è di 34,7&nbsp;psu. Durante l'[[ultimo massimo glaciale]] (LGM) si andava dai 35,8&nbsp;psu del Nord Atlantico ai 37,1 dell'Oceano antartico.

Anche l'idrografia odierna presenta significative differenze rispetto a quella dell'ultimo massimo glaciale. Attualmente l'[[acqua profonda del Nord Atlantico]] (NADW dall'acronimo inglese "North Atlantic Deep Water") risulta avere una maggior concentrazione salina rispetto all'[[acqua profondadi fondo dell'AntarticoOceano antartico]] (AABW dall'acronimo inglese "Antarctic Bottom Water") mentre la situazione era opposta durante l'ultimo massimo glaciale. Attualmente la NADW è più salata a causa della [[corrente del Golfo]]; questo potrebbe indicare una riduzione del flusso attraverso gli [[stretti della Florida]] a causa dell'abbassamento del livello del mare.

Anche l'Oceano antartico era più salato durante l'ultimo massimo glaciale di quanto sia oggi. Si ritiene che il valore estremo di 37,1 psu fosse una conseguenza dell'aumentato tasso di formazione della [[banchisa]] polare. Questo potrebbe spiegare non solo l'aumento della salinità ma anche il mancato [[frazionamento isotopico]] dell'ossigeno; il rigetto delle [[salamoia|acque salmastre]] senza frazionamento isotopico è ritenuto una caratteristica strettamente collegata alla formazione della banchisa.

=== Incremento del ruolo della salinità ===

La presenza di acque con temperature prossime al punto di congelamento<ref name=Adkin/> altera il bilanciamento degli effetti di relativo contrasto tra salinità e temperatura nella densità dell'acqua marina. Questo viene descritto dall'equazione:

:<math>\frac{\Delta\rho}{\rho}=\alpha\Delta T-\beta\Delta S</math>

dove <math>\alpha</math> è il [[coefficiente di dilatazione termica]] e <math>\beta</math> è il [[coefficiente di contrazione alina]]. Il rapporto <math>\frac{\beta}{\alpha}</math> ha una notevole importanza.

Negli oceani attuali il rapporto <math>\frac{\beta}{\alpha}</math> è attorno a 10, mentre durante l'ultimo massimo glaciale è stimato attorno a 25. Questo significa che l'attuale [[circolazione termoalina]] è controllata soprattutto dai contrasti di densità legati alle differenze termiche, mentre durante l'ultimo massimo glaciale la sensibilità degli oceani alle differenze di salinità era doppia rispetto alle differenze di temperatura. Ne consegue che la circolazione termoalina era meno legata alla componente termica e più a quella alina.

==Note==