Che materia stai cercando?

Anteprima

ESTRATTO DOCUMENTO

Per quanto riguarda la meiofauna i granuli del sedimento

rappresentano dei veri e propri universi, per cui gli organismi

sono condizionati dal sedimento. Da un punto di vista

ecologico se uno vuole caratterizzare un habitat utilizza il

megabenthos, organismi che si relazionano con tutti gli

ambienti in modo diretto, la meiofauna invece caratterizza i

microambienti e il microbenthos, devo avere perciò una

percentuale di campionamenti molto più alta.

Le comunità che vivono nei substrati sono molto diverse tra loro, ma hanno in comune il fatto che gli organismi vivono in

un condominio (organismi infaunali), alcuni a livello dell’interfaccia acqua-sedimento, altri molto in profondità. Nelle

Dimensioni dei granuli del sedimento

piane tidali del mare del Nord si distinguono vari livelli con vari organismi, legati alla competizione per l’interfaccia acqua

e organismi appartenenti alla meiofauna

sedimento. L’attività degli organismi all’interno del sedimento è importante perché modifica fisicamente e chimicamente

la natura del substrato.

sabbie 15-20 m Fanghi 20-30 m

Comunità in “piani” diversi all’interno Distribuzione su più livelli delle Comunità animali nelle piane

del sedimento nel mare di Danimarca tidali del Mare del Nord danese

in substrati sabbiosi e fangosi

La bioturbazione rende la stratificazione da regolare a irregolare, può essere talmente alta ad avere chiazze distinte, poi

indistinte e alla fine il deposito è completamente omogeneizzato. Ci sono vari gradi di bioturbazione, sei classi da 0 a

100%. La continua attività che gli organismi hanno all’interno del sedimento può creare una stratificazione per cui i grani

grossolani si depositano sul fondo, se poi interessa solo i primi centimetri i grani grossolani creeranno un livello alla base

della bioturbazione dell’organismo. Se la bioturbazione produce livelli gradati, può nel caso della bioturbazione molto

intensa tornare indietro e dare una pseudostratificazione. Sinecologia della bioturbazione

La bioturbazione L’attività della bioturbazione con il fatto di espellere attraverso i sifoni

sabbia e fanno rimettere in circolo del materiale in risospensione,

provocando un rivoltamento biogenico del sedimento e risospensione.

Questo ciclo può produrre il 98% del flusso sedimentario annuale ed è

risospeso nei primi 2-3 cm. 66

Il ciclo della risospensione nella Buzzards Bay:

tra 98 e il 99.5 percento del flusso sedimentario

annuale è risospeso nei primi 2-3 cm della superficie

bioturbata Studiando la bioturbazione in ambienti più tranquilli si è

visto che le tipologie della distribuzione delle particelle

mostrano aspetti diversi dallo strato superficiale in

profondità. Il più superficiale è il più bioturbato e quando

arriva altro materiale il mixed layer si sposta più a fondo e

gli organismi si spostano in alto a formare un altro mixed

layer, il continuo arrivo di sedimento permette che una

parte della materia organica si conservi e l’attività di

bioturbazione è specifica di determinati organismi che

danno luogo a morfologie particolari, livello scolicia, che poi

scende ancora più in profondità, per cui altri organismi

cercheranno residui i materia organica o prodotti metabolici

a formare planolites. Alla fine ci sono 5 strati e i più

Aspetti diversi nella stratificazione delle attività di bioturbazione profondi sono helmintopsis e zoophicos.

in un sedimento attuale campionato fra 2 e 3,5 km di profondità

nell’Oceano Atlantico

L’attività biologica nel sedimento ha una lunga durata

nel tempo, ad opera di differenti organismi che si

succedono nello sfruttare le diverse fasi del degrado

della materia organica man mano che si allontana

dall’interfaccia perché ricoperta da nuovo materiale in

arrivo. (Simulazione al computer). L’attività biologica nel sedimento ha una lunga durata nel

tempo, ad opera di differenti organismi che si succedono nello

sfruttare le diverse fasi del degrado della materia organica man

mano che si allontana dall’interfaccia acqua-sedimento perché

ricoperta da nuovo materiale in arrivo.

(simulazione al computer)

Alla fine il materiale è più volte rimestato, fino che alla

fine non c’è più materia organica, tutto questo è legato

al fatto che ci sia ossigeno, dove i sedimenti sono

laminati senza attività di bioturbazione è indice della

non presenza di ossigeno sul fondo e nell’acqua. 67

SEDIMENTI MARINI

Il destino dei sedimenti terrigeni, ovvero che provengono dall’erosione delle aree costiere, è tendenzialmente quello di

diventare sedimenti marini. Si tratta di sedimenti inorganici. È tendenzialmente basso, tranne in alcune aree particolari, i

motivi sono strettamente correlati con i regimi delle correnti e ai fattori che portano ad un incremento della produzione

primaria; la produzione primaria crea dei sedimenti organici, dai quali poi si sedimentano quelli inorganici che

provengono dagli scheletri degli organismi planctonici, foraminiferi planctonici e radiolari, piuttosto che alghe unicellulari

provenienza

Le rocce terrigene silicoclastiche -

o diatomee. Le particelle sono generalmente calcite o silice.

Per quanto riguarda le rocce terrigene silicoclastiche la composizione dei

sedimenti è strettamente legata alla loro “area di provenienza”. Esempio: se

consideriamo una catena montuosa fatta da rocce granitiche (minerali

principali quarzo e feldspati) l’erosione produrrà un sedimento sabbioso di

colore chiaro costituito da quarzo e feldspati.

classificazione

occe carbonatiche - Per quanto riguarda le rocce carbonatiche la classificazione di Folk

Folk, 1959, (1959, 1962) è basata sulla constatazione che la maggior parte dei

calcari è costituita da 3 componenti: allochimici, matrice e cemento.

1962 Gli allochimici vengono identificati per una abbreviazione (bio per

grani scheletrici, oo per ooliti, pel per peloidi e intra per intraclasti).

Di seguito si mette la parola micrite o sparite a seconda che sia

dominante la matrice o il cemento. classificazione

Rocce carbonatiche -

La classificazione che però prendiamo maggiormente in

considerazione e che è maggiormente adottata è quella di Dunham.

Si dividono i carbonati in base alla loro tessitura originaria. Nelle rocce

grano-sostenute le particelle sono a contatto tra loro, mentre nelle

rocce fango-sostenute le particelle non si toccano. Dunham (1962)

Come i clasti vengono suddivisi in funzione del diametro ce lo dice la scala di Wentworth (pelite, arenite, rudite).

La classificazione che utilizziamo prende in considerazione meccanismi e origini. La sedimentazione negli oceani, a

seconda delle origini, prevede:

- Terrigena Legata ai fenomeni di erosione e di trasporto (fiumi, ghiacci, vento) dalle aree continentali al mare, ai

fenomeni gravitativi che interessano la scarpata continentale (correnti di torbidità).

- Biogena Dovuta all’attività biologica (scheletri calcarei, silicei, materia organica) e si manifesta sia sulle

piattaforme continentali che in mare aperto.

- Vulcanogenica Legata all’attività dei vulcani sottomarini o terrestri.

- Cosmogenica Particelle di origine extraterrestri.

- Autigenica Minerali che si formano direttamente negli oceani o nei sedimenti oceanici ad opera di reazioni che

coinvolgono l’acqua marina o le soluzioni interstiziali.

- Idrotermale Minerali che si formano attraverso la precipitazione da soluzioni idrotermali immesse nell’acqua

attraverso il fondo marino.

La classificazione di Mazzullo permette di arrivare ad una classificazione veloce a bordo di una nave, prendendo come

riferimento una piccola parte di sedimento, metterla su un vetrino ed osservare al microscopio. La distinzione è

sostanzialmente fra 2 tipi di sedimenti:

- Sedimenti granulari Formati da granuli di natura organica (gusci di organismi) o inorganica (quarzo, frammenti di

roccia, tephra), depositati da processi fisici o organici. (fanghi a foraminiferi, sabbie quarzose). Per quanto riguarda

questo tipo di sedimenti, si fa una distinzione anche fra: 1) Granuli pelagici: residui di gusci di microrganismi pelagici

68

Sedimenti silicoclastici

(foraminiferi, radiolari, diatomee, coccolitoforidi) 2) Granuli neritici: detrito calcareo grossolano, derivato dalla zona

Origine Terrigena:

sub-litorale (frammenti di conchiglie, ooidi) e detrito fine calcareo e non di origine non pelagica (micrite) 3) Granuli

silicoclastici >60 % vulcanoclastici, neritici e pelagici < 40 %

Silicoclastici: minerali e materiale litico derivante dall’erosione di rocce ignee 4) Granuli vulcanici: minerali e

legata ai fenomeni di erosione e di trasporto (fiumi, ghiacci, vento) dalle aree

continentali al mare, ai fenomeni gravitativi che interessano la scarpata continenta

frammenti di roccia prodotti dal vulcanismo terrestre o sottomarino.

(correnti di torbidità). Brecce, Sabbie, Silt, Argille

- Sedimenti chimici Formati da minerali provenienti da processi inorganici con una tessitura tipicamente cristallina

(carbone, gesso…).

Sono di origine terrigena principalmente: sedimenti silicoclastici >

60%, vulcanoclastici, neritici e pelagici < 40%. La loro origine

terrigena è legata ai fenomeni di erosione e di trasporto (fiumi,

ghiacci, vento) dalle aree continentali al mare, ai fenomeni

gravitativi che interessano la scarpata continentale (correnti di

torbidità). Brecce, Sabbie, Silt, Argille.

Trasporto glaciale

Le principali fonti di sedimenti terrigeni sono, in ordine di importanza: trasporto fluviale, trasporto glaciale, trasporto da

parte di acque sotterranee, erosione costiera, trasporto eolico. Solo una piccola parte vede un trasporto di materiale ad

opera dell’aerosol dalla superficie marina all’atmosfera. Il trasporto glaciale è legato al fatto che ci sia un

erosione da parte del ghiacciaio sulle terre emerse e i

climatici sono sedimenti una volta che il ghiacciaio arriva al mare

importanti nel vengono trasportati dall’iceberg in mare aperto e quando

edimenti l’iceberg si scioglie rimane sul fondo, attualmente i

pensare sedimenti glaciali sono ubicati a poca distanza dalla fonte

delle regioni (alte latitudini) mentre nell’ultimo massimo glaciale i

le diverse fasi sedimenti erano molto più distribuiti anche a latitudini

più basse. La rappresentazione è legata essenzialmente

ella copertura alla distribuzione del pattern dei sedimenti dovuto ai

nte l'ultima

rrivata a cambiamenti climatici. L’estensione del pattern è arrivata

tico a coprire gran parte dell’atlantico settentrionale. Nel

ino a circa 40° momento in cui i ghiacciai i sono sciolti e sedimenti sono

precipitati negli oceani. I circoli pieni mostrano le aree

nelle quali sono stati campionati i sedimenti glaciali. La

linea nera mostra l’estensione massima dei depositi in

I circoli pieni mostrano le aree nelle quali sono stati

Atlantico. I cambiamenti climatici sono evidentemente importanti nel trasporto dei sedimenti terrigeni, basti pensare

campionati sedimenti di origine glaciale. La linea nera mostra

16

all'estensione delle regioni polari durante le diverse fasi glaciali. L'estensione della copertura del pack durante l'ultima

l’estensione massima dei depositi in q. . Atlantico

glaciazione è arrivata a coprire l'Atlantico settentrionale fino a circa 40° latitudine N.

L’azione del vento è stata messa in evidenza recentemente, quando l’origine di alcuni sedimenti al fondo dell’oceano non

Materiali terrigeni fini: argille clay

erano né fluviali e né glaciali, la distribuzione di questo sedimento dust, è data dalla sorgente (zone aride e semiaride) e

I più comuni minerali argillosi presenti nei sedimenti marini sono:

la roccia di origine, una volta che poi è eroso e preso in carico passa dalla bassa atmosfera alla alta e viene trasportato

kaolinite, chlorite, illite, montmorillonite.

dai grandi venti. Ha due modalità di deposizione, secca in cui le particelle si depositano per perdita di carico del vento,

Tali minerali compresa anche la montmorillonite, in parte di derivazione

dipende dalla dimensione delle particelle e dalla intensità del vento, la deposizione umida invece avviene tramite le

autigenica, messi in rapporto con le potenziali aree continentali di

precipitazioni e dipende dalla quantità e dalla intensità delle piogge e dallo scavening ratio, è importante in aree lontane

provenienza possono essere utilizzati come indicatori del meccanismi di

dalla sorgente. trasporto e di dispersione.

I più comuni minerali argillosi presenti nei sedimenti

marini sono: kaolinite, chlorite, illite,

montmorillonite. Tali minerali compresa anche la

montmorillonite, in parte di derivazione autigenica,

messi in rapporto con le potenziali aree continentali di

provenienza, possono essere utilizzati come indicatori

del meccanismi di trasporto e di dispersione.

Da un punto di vista litogenetico è possibile

suddividere le aree emerse in 4 maggiori regioni:

1) Regioni di clima umido

2) Regioni di clima arido

3) Regioni di clima polare

4) Regioni vulcaniche Da un punto di vista litogenetico è possibile suddividere le aree emerse in 4 maggiori regioni:

1)regioni in clima umido,2) regioni in clima arido,3)regioni in clima polare,4) regioni vulcaniche

69

Si possono classificare i sedimenti argillosi come misure di concentrazione di un singolo minerale argilloso rispetto alla

componente totale argillosa presente:

- Kaolinite La formazione è caratteristica di intensi fenomeni di alterazione e degradazione in area desertica e

tropicale. La sua distribuzione nei sedimenti oceanici, tolta la componente carbonatica, mostra chiaramente tale

origine ed in genere il minerale viene definito come una

argilla di basse latitudini.

- Chlorite Minerale tipico di rocce metamorfiche e

sedimentarie delle regioni artiche e antartiche, da cui, in

mancanza di fenomeni di alterazione chimica, vede la sua

messa in circolazione ad opera del trasporto glaciale (ice

rafting). Il minerale viene definito come una argilla di alte

latitudini.

- Illite Minerale argilloso più comune nei sedimenti

oceanici, che si forma sotto una vasta varietà di

condizioni geologiche, e non è confinato in zone

latitudinali particolari. La maggior quantità di illite deriva

dalle terre emerse e la sua distribuzione in aree marine è controllata da: 1) La quantità di terre emerse che

circondano gli oceani 2) L’effetto di diluizione legato ad altri tipi di argilla propria di particolari latitudini.

- Montmorillonite Definita talvolta come Smectite, si forma negli oceani attraverso 3 processi diversi: 1) Origine da

aree continentali 2) Degradazione di illite o chlorite 3) Produzione in situ dell’alterazione di materiale vulcanico. Due

sono i fattori principali: la presenza di aree sorgenti continentali e una bassa velocità di sedimentazione (tasso di

accumulo = spessore di sedimento che si deposita in un determinato periodo temporale).

Trasporto nelle area marina

Per quanto riguarda i minerali non argillosi: Una volta raggiunti gli oceani il materiale tende ad essere accumulato sulle piattaforme continentali

- Quarzo Minerale particolarmente resistente all’alterazione e alla degradazione chimica e meccanica, risulta

oppure veicolato direttamente lungo i canyon sottomarini. In area di piattaforma questo materiale è

sottoposto all'azione idrodinamica (correnti costiere e moto ondoso) ed in genere la sua componente più

particolarmente comune in tutti i bacini oceanici, specialmente nelle aree di piattaforma. Parte del quarzo origina da

fine può essere rimessa in sospensione e attraverso meccanismi diversi tende ad essere spostata verso le

attività vulcanica sottomarina. La sua distribuzione sembra essere in stretta relazione con quella dell’illite.

emipelagici

parti più profonde dei bacini (formando sedimenti definiti come ).

Fenomeni di trasporto in massa di sedimenti dalla piattaforma alla piana abissale (torbiditi) sono

Trasporto nell’area marina dovuti a fenomeni quali instabilità del margine della piattaforma, terremoti o tsunami

Il trasporto è collegato alle caratteristiche di

energia che caratterizzano la piattaforma

continentale, se è sottoposta a una forte corrente

idrodinamica può essere rimesso in sospensione e

spostato delle parti più profonde del bacino,

altrimenti importante è il trasporto di massa (frane

sottomarine), che comporta sedimenti che

scivolano sulla scarpata; conta molto la tipologia del

materiale che viene messo in movimento, se è di

bassa intensità il materiale può sedimentare in un

ambiente lontano rispetto al punto di arrivo della

frana sottomarina. È un fenomeno comune nelle

piattaforme continentali e negli oceani.

Una volta raggiunti gli oceani il materiale tende ad

essere accumulato sulle piattaforme continentali oppure veicolato direttamente lungo i canyon sottomarini. In area di

piattaforma questo materiale è sottoposto all'azione idrodinamica (correnti costiere e moto ondoso) ed in genere la sua

componente più fine può essere rimessa in sospensione e attraverso meccanismi diversi tende ad essere spostata verso

le parti più profonde dei bacini (formando sedimenti definiti come emipelagici). Fenomeni di trasporto in massa di

sedimenti dalla piattaforma alla piana abissale (torbiditi) sono dovuti a fenomeni quali instabilità del margine della

piattaforma, terremoti o tsunami.

I sedimenti giunti sul fondo dell’oceano possono essere interessati da correnti

Trasporto in massa per gravità

profonde legate alla circolazione termoalina che caratterizza i bordi

occidentali dell'oceano Atlantico. In tempi successivi i materiali delle piattaforme continentali possono essere

trasportati dalle correnti di torbidità lungo i canyons sottomarini dando luogo ai ben

conosciuti depositi torbiditici. I sedimenti giunti sul fondo dell’oceano possono essere

Frecce a linea

continua: correnti

interessati da correnti profonde legate alla circolazione termoalina che caratterizza i

di fondo

Frecce a linea

bordi occidentali dell’oceano Atlantico.

tratteggiata:

Nell’immagine: le frecce a linea continua indicano correnti di fondo; le frecce a linea

correnti di

torbidità

tratteggiata indicano correnti di torbidità. 70

La Calabria è una regione molto attiva dal punto di vista geodinamico e i sedimenti che si trovano nelle spiagge

sommerse sono materiali grossolani con una forma angolosa il che indica che non hanno subito molto trasporto; questi

sono formati da minerali che in genere si alterano facilmente, quindi il sedimento si è formato da poco tempo per non

essere smantellato dal moto ondoso. Una volta arrivati sul fondo i sedimenti possono essere presi in carico da correnti

profonde legate alla circolazione termoalina, che caratterizza i bordi occidentali dell’oceano atlantico.

Sedimenti vulcanogenici

Ci sono un altro tipo di sedimenti che vedono la loro origine legata all’attività vulcanica, sia di vulcani sottomarini che

quelli ubicati in prossimità degli oceani. I granuli di origine vulcanica sono maggiori del 60%, le tipiche dimensioni dei

materiali sono quelle delle brecce vulcaniche, lapilli e ceneri vulcaniche (64-2mm), le brecce e i lapilli non possono essere

trasportati per lunghe distanze, le ceneri invece sì e spesso si ritrovano al fondo del mare.

Nell'ambito dei prodotti vulcanici (breccia vulcanica, lapilli e cenere) sono essenzialmente le ceneri ad avere una più

ampia diffusione. Si tratta dei prodotti di emissione legati alle fasi esplosive dell'attività. La dispersione di questi prodotti

è condizionata dalla direzione ed intensità dei venti. In tutti i casi l'arrivo di tali prodotti sulla superficie marina può

essere considerato praticamente contemporaneo all'attività di emissione. Inoltre la loro deposizione anche con profondità

elevate è anch'essa praticamente istantanea. Questo rende i livelli di cenere (tephra) utilizzabili come strumento di

Sedimenti vulcanogenici

correlazione stratigrafica, almeno per l'area interessata dalla loro diffusione. Per quanto riguarda la loro identificazione le

Nell'ambito dei prodotti vulcanici (breccia

caratteristiche morfologiche dei vetri e delle pomici e la composizione chimica rendono chiare quali siano state le fonti di

vulcanica, lapilli e cenere) sono essenzialmente le

emissione e quindi tramite datazioni assolute o riferimenti storici (per gli ultimi 5000-6000 anni) è possibile datare i

ceneri ad avere una più ampia diffusione.

diversi livelli ed utilizzarli per le correlazioni.

Si tratta dei prodotti di emissione legati alle fasi

esplosive dell'attività. La dispersione di questi

prodotti è condizionata dalla direzione ed intensità

L’immagine mostra un livello di cenere vulcanica presente nei primi centimetri di

dei venti.

sedimenti da un box-core prelevato a circa 1000 metri di profondità sul Medina

In tutti i casi l'arrivo di tali prodotti sulla superficie

marina può essere considerato praticamente

Rise, tra il Canale di Sicilia ed il Mar Ionio. L’analisi chimica e la morfologia dei

contemporaneo all'attività di emissione.

vetri vulcanici attribuiscono questo livello cineritico ad una eruzione dell’Etna del

Inoltre la loro deposizione anche con profondità

122 a.C. elevate è anch'essa praticamente istantanea.

Questo rende i livelli di cenere (tephra) utilizzabili

come strumento di correlazione stratigrafica,

almeno per l'area interessata dalla loro diffusione.

Per quanto riguarda la loro identificazione le L'immagine mostra un livello di cenere

Ogni vulcano emette materiale tipico di quel vulcano, perciò è identificativo. Nel 1991 nelle Filippine ci fu l’esplosione del

caratteristiche morfologiche dei vetri e delle pomici vulcanica presente nei primi centimetri di

Pinatubo e in corrispondenza di questa eruzione ci fu un leggero calo delle temperature perché ha schermato in parte la

e la composizione chimica rendono chiare quali sedimenti da un box-core prelevato a circa

radiazione proveniente dal sole, l’estensione delle ceneri emesse fu rapportato allo spessore di sedimenti di cenere

siano state le fonti di emissione e quindi tramite 1000 metri di profondità sul Medina Rise, tra il

datazioni assolute o riferimenti storici (per gli ultimi

vulcanica, nelle parti più lontane di 1cm. L’altro aspetto è l’effetto sulla fauna del fondo marino, all’inizio la comunità

Canale di Sicilia ed il Mar Ionio. L'analisi

5000-6000 anni) è possibile datare i diversi livelli ed

bentonica era normale e l’arrivo delle ceneri ha annegato nel fango vulcanico la comunità e i primi segni di ripresa sono

chimica e la morfologia dei vetri vulcanici

utilizzarli per le correlazioni. attribuiscono questo livello cineritico ad una

arrivati nel 1994. È dovuto al fatto che la cenere è principalmente fatta da quarzo e vetro vulcanico.

eruzione dell'Etna del 122 a.C. L'attività vulcan

L'attività vulcanica quaternaria nel Mediterraneo quaternaria nel

orientale. I centri di emissione attivi durante il Mediterraneo or

I centri di emissi

Quaternario sono distribuiti tra la penisola Italiana durante il Quate

(Provincia Romana e Campana), il Tirreno meridionale sono distribuiti t

(isole Eolie), la Sicilia (Etna), il Canale di Sicilia e l'Arco penisola Italiana

Ellenico. I diversi vulcani presentano un'ampia variabilità (Provincia Roma

Campana), il Tir

per quanto riguarda il chimismo dell'attività; si possono meridionale (isol

anche avere cambiamenti nella composizione chimica la Sicilia (Etna),

degli ejecta nel corso del tempo. di Sicilia e l'Arco

Ellenico. I divers

presentano un'am

La quantità di materiale emesso e la direzione dei venti variabilità per qu

al momento dell'eruzione condizionano la dispersione riguarda il chimi

della cenere. Le ricerche effettuate negli ultimi 30 anni dell'attività; si po

nel Mediterraneo orientale, attraverso l'analisi di anche avere cam

nella composizio

centinaia di carotaggi hanno permesso di costruire un chimica degli eje

scala stratigrafica dei diversi livelli cineritici che corso del tempo.

caratterizzano i sedimenti quaternari dell'area.

Le ricerche effettuate hanno permesso, attraverso l’analisi di numerosi carotaggi, di poter riconoscere e correlare fra loro

i diversi eventi vulcanici. Ciascun livello viene indicato con la lettera della zona climatica (Z, Y, X, ecc.) in cui è avvenuta

l’eruzione seguita da un numero progressivo crescente dall’alto verso il basso attribuito via via ai diversi livelli dal più

recente al più vecchio.

Generalmente il riconoscimento dei singoli episodi è fondato su: 1) Caratteristiche litologiche 2) Posizione stratigrafica 3)

Colore 4) Indice di rifrazione dei vetri 5) Aspetti microscopici dei piroclasti 6) Composizione chimica dei vetri 7)

Contenuto mineralogico. 71

È comunque l’analisi chimica dei tephra che consente di riconoscere i diversi centri di emissione e le diverse eruzioni,

anche se provenienti dallo stesso vulcano.

Sedimenti neritici

60% materiale calcareo biogeno derivante dalle parti scheletriche degli organismi, materiale formato da frammenti di

gusci di organismi bentonici di piattaforma continentale.

Sedimenti pelagici

Parti scheletriche mineralizzate si depositano sul fondo. Hanno origine in oceano aperto: pelagici e neritici > 60%,

silicoclastici, vulcanoclastici < 40%. Diverse tipologie di materiale calcareo biogeno prevalentemente pelagico: fanghi a

foraminferi, a diatomee, a coccoliti, a radiolari.

CCD: tasso di accumulo della calcite = tasso di dissoluzione

ACD: tasso di accumulo dell’aragonite = tasso di dissoluzione

Sedimenti biogenici: la componente biogena presenta caratteristiche mineralogiche diverse: calcarea e/o silicea.

Lysocline: profondità al di sotto della quale la dissoluzione dei

- Scheletri aragonitici Derivano dai gasteropodi planctonici (Pteropodi) che vivono per lo più negli strati più

carbonati aumenta in modo consistente.

superficiali della massa d’acqua. Essendo l’aragonite una forma instabile di carbonato, normalmente i gusci degli

Pteropodi sono poco presenti nei sedimenti delle zone più profonde, tenendo conto anche del fatto che l’ACD è

posizionata a profondità inferiori rispetto alla CCD.

- Scheletri calcitici Sono essenzialmente legati ai foraminiferi planctonici ed ai coccoliti. Fanghi a foraminiferi,

fanghi a foraminiferi e coccoliti.

- Scheletri silicei Radiolari, diatomee, spicole di spugne silicee.

Componenti minori in sedimenti pelagici: silicoflagellati, silice (fitoplancton); spicole di spugne silicee, silice (benthos);

resti fosfatici (denti di pesce), squame di pesce; detrito vegetale, pollini e spore.

Il CCD è il tasso di accumulo della calcite = Tasso di dissoluzione. L’ACD è il tasso di accumulo dell’aragonite = Tasso di

dissoluzione. Lysoclino è la profondità al di sotto della quale la dissoluzione dei carbonati aumenta in modo consistente.

Scheletri aragonitici, gusci di pteropodi, gasteropodi planctonici, il

materiale che forma questi scheletri è l’aragonite che tende a

disciogliersi quando arriva a una profondità nella quale la quantità Fattori che

presente non è più in sovrassaturazione, ACD al di sotto della CCD. controllano

Gli scheletri calcitici sono legati a coccolitoforidi e foraminiferi. Gli l’accumulo di

scheletri silicei sono tipici di organismi che danno luogo a fanghi sedimenti

in area equatoriale

pelagici silicei e i principali organismi sono i radiolari le diatomee e le ad alta

spicole silicee, sono ampiamente diffusi nei fondi oceanici. Nei produttività

sedimenti in quantità minore si può trovare il fosfato di calcio. CCD= profondità

Il tasso di accumulo della calcite CCD, non è costante ma varia in di compensazione

carbonati

base alla saturazione del CaCO nelle acque e non è costante neanche

3

nel tempo. I coccolitoforidi prevalgono dove c’è una scarsa quantità di

sedimenti. Distribuzione schematica della localizzazione dei

principali tipi di sedimento relativamente alla

posizione della CCD e alla produttività superficiale.

72

Distribuzione schematica della localizzazione

dei principali tipi di sedimento relativamente

alla posizione della CCD e alla produttività

superficiale.

Se la produttività è scarsa le acque tendono a diventare sottosature di carbonato di calcio e la CCD tende a diminuire la

sua profondità, i sedimenti rappresentano quindi ciò che è residuale. I coccolitoforidi si sono sciolti quindi via via che

scendevano e ciò che rimane è solo il carbonato di calcio. Quando invece ci spostiamo in zone in cui la produttività è

elevata e fa andare i carbonati e i silicei in profondità la CCD si abbassa e dove la produttività è massima si depositano

silice, carbonato e argille.

Tra le zone equatoriali e quelle ubicate alle alte latitudini come cambiano i sedimenti in funzione della profondità? Fino a

5km ho un fango calcareo e siliceo e superiormente un fango calcareo, quando mi sposto in zone con scarsa produttività

la CCD è a profondità minori e a 4 km ho argille rosse, risultato del residuo dopo i processi di dissoluzione; nei margini

continentali uguale ma compaiono fanghi terrigeni. Area del Mediterraneo orientale dove è stato ritrovato il sapropel S1

Il sapropel è un sedimento bruno scuro o nerastro, con un contenuto in materia organica

maggiore o uguale al 2% del peso totale del sedimento stesso. Il sapropel si presenta laminato

e le lamine sono formate da diatomee.

Nell’immagine: area del Mediterraneo orientale dove è stato ritrovato il sapropel S1.

I maggiori volumi d’acqua dolce tendono a

De Lange et al. (2008)

far stratificare le acque del Mediterraneo

impedendo il rimescolamento e rallentando

Scarsi apporti idrici da parte o fermando la circolazione profonda. Un

dei fiumi africani maggior apporto in nutrienti legato al

trasporto fluviale farebbe aumentare la

produttività primaria, con un aumento nel

flusso di materia organica verso il fondo.

L’ossigeno verrebbe consumato nelle parti

Maggiori apporti idrici da parte più profonde del bacino rendendolo

dei fiumi africani anossico. Tutto ciò dipende dal clima ed è

legato all’insolazione e più strettamente al

ciclo della precessione (22.000 anni).

-I maggiori volumi d’acqua dolce tendono far stratificare le acque del Mediterraneo

impedendo il ri-mescolamento e rallentando o fermando la circolazione profonda.

Processi per la formazione dei sapropel e segnali presenti nei sedimenti:

-Un maggior apporto in nutrienti legato al trasporto fluviale farebbe aumentare la

- Cambiamenti ritmici nelle proprietà dei sedimenti

produttività primaria, con un aumento nel flusso di materia organica verso il fondo.

-L’ossigeno verrebbe consumato nelle parti più profonde del bacino rendendolo anossico.

- Correlazione con il monsoon index Aumento della temperatura

-Tutto ciò dipende dal clima ed è legato all’insolazione e

- Diminuzione della salinità Aumento dell’input di acqua dolce

più strettamente al ciclo della precessione (22.000 anni).

- Incremento della produttività

- Laminazioni

Previsioni per il futuro:

- Incremento nel consumo 3% annuo > 350% rispetto al periodo pre-1960 = anossia del bacino 2070 (Bethoux,

1989)

- Incremento nel consumo 3% annuo > 450% (2010) rispetto al periodo pre-1960 = anossia del bacino 2140

(Roether & Well, 2001)

Sedimenti autigeni ed idrotermali

I sedimenti autigeni e idrotermali (noduli e croste ferro-manganesifere), sono depositi di precipitazione chimica che si

Sedimenti autigeni ed idrotermali (noduli e croste ferromanganesifere)

formano per chimismo delle acque; nei noduli si ha velocità di sedimentazione bassa, mentre le croste sono legate alle

Sono depositi di precipitazione chimica; i primi sembrano legati ad aree dove si

attività delle dorsali oceaniche. Nei vari modelli proposti per la formazione di tali depositi due sono i più seguiti.

ha una velocità di sedimentazione estremamente bassa. I secondi sono

strettamente legati all'attività delle dorsali medio oceaniche o a centri vulcanici

Il primo (a) vede la formazione dei noduli a causa della bassa velocità di sedimentazione quando arrivano manganese e

sottomarini.

ferro come elementi in traccia dalla superficie, non vengono ricoperti da sedimento ma tendono ad accumularsi. L’altra è

Nei vari modelli proposti per la formazione di tali depositi due sono i più

un flusso di acqua marina lungo la dorsale che va ad interagire col fluido magmatico in risalita e avremo ferro e

seguiti.

manganese che si depositano ai lati del vulcano.

Il primo vede i due fenomeni separati ed indipendenti facendo derivare gli ioni

Il secondo (b) mette in relazione le emissioni idrotermali, come le sorgenti degli ioni di Mn ed He, nella massa d'acqua,

Mn e Fe direttamente dalla colonna d'acqua e la formazione dei noduli alla

qui avverrebbero i fenomeni di cattura e di mescolamento di questi ioni con quelli provenienti dagli strati più superficiali

bassa velocità di sedimentazione al fondo degli oceani.

(Fe altri metalli in tracce e Th-230) e la loro precipitazione in aree a bassa velocità di sedimentazione.

Il secondo mette in

relazione le emissioni

idrotermali, come le

sorgenti degli ioni di

Mn ed He, nella massa

d'acqua, qui

avverrebbero i

fenomeni di cattura e di

mescolamento di questi

ioni con quelli

provenienti dagli strati

più superficiali (Fe altri

metalli in tracce e

Th-230) e la loro

precipitazione in aree a

bassa velocità di 73

sedimentazione. Componente gr

della sequenza

Torbiditi: il caso del mediterraneo orientale

Omogenite: Questa è la LC14 che ci ha dato come risultato il fatto che (spessore

carota 26m) la parte superficiale della carota è occupata da un sedimento

chiamato omogenite, un fango omogeneo con uno spessore di anche 25 m. Con

la profondità diminuisce il silt e aumenta la componente sabbiosa. Analizzando in

dettaglio questa sabbia ci si è accorti che è formata da sedimenti neritici,

costituiti da gusci di briozoi, gasteropodi, scafopodi, bivalvi, ricci insomma gusci

carbonatici di organismi bentonici (che vivono sulla piattaforma continentale).

In una campagna successiva è stata prelevata una carota dove compariva

sempre lo strato di omogenite e lo studio sedimentologico rivelava sempre la

presenza di uno strato sabbioso prevalente alla base e poi c'era fango e

argilla. Studiando anche qui la sabbia si è visto che la composizione era

completamente diversa, perché c'era del materiale abbondate di composti

carbonatici, ma era costituito soprattutto da foraminiferi bentonici, quindi un

sedimento prevalentemente pelagico. I due sedimenti si sono depositati nello

stesso periodo, per cui ci si chiede come mai siano diversi.

Torbiditi e torbiditi: il caso del Mediterraneo orientale

Componente grossolana alla base della

sequenza torbiditica

Probabilmente in un caso la torbidite si è sviluppata a partire dalla

piattaforma e poi è scivolata verso il basso, mentre l'altra ha uno

spessore non così elevato, però alla sua base abbiamo delle sabbie

ricche di elementi pelagici.

Mano a mano che mi avvicino alla dorsale il livello tende a sparire e la composizione con i resti di organismi bentonici è

la carota della piana e quella con i resti planctonici è quella sulla scarpata. Un altro transetto nella piana della sirte ha

l’omogenite con spessori notevoli e mano a mano che ci si sposta verso la piana di Erodoto l’omogenite non c’è più. Il

livello scompare. Le cause di questo deposito sono state fatte risalire all’esplosione della caldera di Santorini, (Thera) e lo

tsunami provocato. I meccanismi che hanno provocato

lo tsunami sono da un lato l’arrivo delle nubi ardenti a

Mediterranean megaturbidite triggered contatto con il mare energizzando la superficie marina,

by the AD 365 Crete earthquake and dall’altro il crollo della caldera con esplosione e

tsunami creazione dello tsunami. Lo tsunami è stato schermato

Alina Polonia , Enrico Bonatti , Angelo Camerlenghi , Renata Giulia Lucchi ,

1 1,2 3 3

Giuliana Panieri & Luca Gasperini

1 1 dalla presenza delle isole greche, mentre nel varco tra

creta e peloponneso lo tsunami ha potuto viaggiare. Lo

tsunami crea una sovrapressione nei sedimenti che

formano il sedimento marino, poi quando arriva verso la

costa, l'onda tende a crescere, visto l'abbassamento del

fondo, la velocità diminuisce e l'onda frange sulla

piattaforma continentale. Quando poi l'acqua refluisce si

trascina via tutto, compresi i sedimenti della

piattaforma, generando una torbidite che alla base

presenta i sedimenti della piattaforma. Quando invece

l'onda passa sulla dorsale (interessata da sedimenti

pelagici fitoplancoton e zooplancton con i gusci) i

73 74

sedimenti pelagici passano in sospensione per poi scivolare verso i bordi della dorale andando a costituire poi una

torbidite che presenta sedimenti pelagici. The Balearic Abyssal Plain megabed

In questa zona, nella piana abissale ma vicino alla scarpata di Malta il materiale prelevato ha caratteristiche tipiche

Variazioni del livello marino, legate in parte alle glaciazioni, sembrano essere state le artefici

dell’omogenite, ma alcuni autori ritengono che non sia opera dell’eruzione di Santorini ma del terremoto che ha

di grandi fenomeni di trasporto di materiale dalle aree di piattaforma e di scarpata verso le

interessato l’area a ovest di creta nel 365 dc, con magnitudo 7,5. I meccanismi di messa in posto sono d’accordo con i

piane abissali.

meccanismi visti precedentemente.

Bacino Balearico: i sedimenti con caratteristiche simili all’omogenite si sono messi in

posto durante le fasi di discesa del livello marino nelle fasi di low stand del livello del

Fig. 2. High-resolution (3.5 kHz) seismic profiles

across the northern (profile A) and central

mare mettendo in ballo una terza opzione, se il mare si ritira il margine può diventare

(profile B) Balearic Abyssal Plain showing the

un ambiente fortemente energizzato e il margine può franare andando a riempire col

conspicuous, thick, continuous acoustically

materiale franato e formando una torbidite capace di riempire tutto il fondo del

transparent layer (arrows). Profile C is across

part of the Herodotus Abyssal Plain and shows a

bacino. similar thick acoustically transparent layer

(arrow). Profile A is located adjacent to core

station LC01, profile B is located southeast of

LC02, and profile C is immediately northwest of

LC24 (see Fig. 1). 75

FATTORI EDAFICI: GAS DISCIOLTI

Un fattore estremamente importante è quello rappresentato dai gas disciolti nell’ambiente oceanico. L’oceano si

comporta o come fornitore di gas o come riserva/deposito per i gas atmosferici.

Durante la loro permanenza nell’oceano alcuni gas sono praticamente inerti, altri invece reagiscono attivamente

prendendo parte a processi chimici e biologici.

I fattori che maggiormente controllano gli scambi aria/oceano sono:

- La solubilità di un gas nell’acqua marina è funzione della temperatura, della salinità e della pressione.

- Tutti i gas, almeno in parte, diventano più solubili al diminuire della temperatura.

Lo scambio o il trasferimento di un gas attraverso l’interfaccia aria/acqua dipende da:

- Differenze di concentrazione all’interfaccia

- Coefficiente di trasferimento

A loro volta, questi dipendono da:

- Fattori fisici: velocità del vento; temperatura

- Solubilità, velocità di diffusione e reattività chimica di ogni singolo gas

La maggiore resistenza al trasferimento avviene in un sottile strato vicino all’interfaccia. I gas ad alta solubilità sono:

SO , NH e HCl. I gas a bassa solubilità sono: O , CO , CO, CH . La solubilità e la diffusione dei gas nell’acqua marina

2 3 2 2 4

dipendono molto dalle temperature dell’acqua. I gas tendono ad essere più solubili nelle acque fredde.

L'ossigeno è il principale gas alla quale è legata l'attività biologica ed è presente in varie forme chimiche, forma

elementare, in acqua, in materia organica e inorganica. È anche legato all'attività vulcanica ed è presente in atmosfera

per il 20%, entra nel ciclo dei vegetali e in quello degli animali e la cosa è importante per quanto riguarda l'area

oceanica e la chimica dell'oceano. Importante è la possibilità che l'ossigeno ha di trasformarsi in ozono, anche se i tempi

possono essere molto lunghi; per l'acqua che entra in una pianta ci vogliono 2 milioni di anni per completare il ciclo,

l'ossigeno 2000 anni e la CO 300 anni. Il serbatoio naturale dell'ossigeno è l'atmosfera, solubilità dell'ossigeno in acqua

2

marina in funzione di temperatura e salinità (vedere tabella slide

10). L'ossigeno è presente in maggiori quantità in acque fredde

poco salate. Qual è la distribuzione dell'ossigeno?

Le acque superficiali vicino all'interfaccia la prima zona

considerata è lo scambio con l'atmosfera, la concentrazione è

determinata dalla solubilità ed è maggiore nelle acque fredde e

minore nelle acque calde. La quantità di ossigeno prodotto dalla

fotosintesi non è importante se non nel caso di una superficie

con un alta produzione che può diventare sovrasatura perchè

riceve O sia dall'atmosfera sia dalla fotosintesi. L'attività del

2

fitoplancton nel passato ha creato la riserva di ossigeno

nell'atmosfera e che ha ricoperto tutto il pianeta.

Il ciclo dell’ossigeno: si tratta di un ciclo abbastanza complesso

che vede coinvolti sia l’atmosfera, che i sedimenti, che l’attività Ciclo dell’ossigeno, presente in diverse combinazioni

chimiche: ossigeno molecolare, nell’acqua, composti organici

fotosintetica, piuttosto che la respirazione degli animali. Per e inorganici

quanto riguarda l’ambiente marino si prendono in considerazione

la zona eufotica e la zona fotica.

Ossigeno disciolto nell’acqua marina La distribuzione verticale ed orizzontale dell’ossigeno negli oceani riflette un

bilancio fra:

- Input atmosferico attraverso l’interfaccia A/S

- Coinvolgimento in processi biologici

- Trasporto fisico

Distribuzione dell’ossigeno nella massa d’acqua

1) Acque superficiali

- Scambio con l’atmosfera La concentrazione è determinata dalla solubilità. Maggiore ossigeno nelle acque fredde;

minore ossigeno nelle acque calde.

- Ossigeno prodotto dalla fotosintesi Apporto non significativo in tempi brevi rispetto allo scambio a/a. È stato

significativo se si considerano le variazioni avvenute lungo tutti gli anni, perché in tempi molto lunghi, ovviamente,

può essere significativo. Quindi solo in alcuni casi può risultare significativo. 76

Profili in T e ossigeno a sud dell’Islanda (misure continue in situ). Le

figure espanse si riferiscono ad un intervallo fra 350-600 metri e a 3

misure in 2 ore. Le linee orizzontali mostrano il cambiamento nel

tempo e i valori corrispondenti nei 3 profili.

2) Sotto la zona fotosintetica Profili in T e ossigeno a sud dell’Islanda (misure continue in situ) Le

figure espanse si riferiscono a un intervallo fra 350-600 metri e a 3

misure in 2 ore.

- Decremento nell’ossigeno dovuto alla respirazione e degradazione della materia organica. La diminuzione può essere

Le linee orizzontali mostrano il cambiamento nel tempo e i valori

corrispondenti nei 3 profili.

importante fino ad un livello di minimo di ossigeno per un accumulo di materia organica ad una particolare

profondità; l’ossigeno consumato non è sostituito con tempi adeguati né dall’avvezione né dalla diffusione.

Profili dell’ossigeno nei 3 oceani. Il livello minimo di

ossigeno si posiziona tra 800 e 1000 metri. Poi la

concentrazione risale mantenendosi più o meno costante

fino al fondo. Profili dell’ossigeno nei 3 oceani

C'è una forte differenza tra la quantità di ossigeno all'interfaccia aria-acqua, questo perché la temperatura delle acque

Il livello di minimo di ossigeno si posiziona tra 800 e

decresce con la latitudine, quindi le acque più fredde a 38.0° N contengono più ossigeno. A una profondità di circa 1000

1000 metri. Poi la concentrazione risale mantenendosi

m l'ossigeno riaumenta e si mantiene costante fino al fondo questo grazie alla circolazione, zone nelle quali le acque

più o meno costante fino al fondo

diventano più fredde e ricche di ossigeno, non più stabili dal punto di vista gravitativo, circolano al fondo e si portano

dietro la quantità di ossigeno. A 60°N ci sono valori di 300micro moli x kg. Nel Pacifico a 60°N nelle acque superficiali ho

L’apporto di ossigeno in profondità

quantità di ossigeno minore a causa della forte attività chemiosintetica, una forte quantità di materia organica va sul

è dovuto alla circolazione profonda oceanica

fondo e i batteri degradano la materia. L’apporto di ossigeno in profondità è dovuto alla

circolazione profonda oceanica. Le acque profonde

oceaniche si formano essenzialmente nell’emisfero

settentrionale ad est e ad ovest dell’Islanda e della

Groenlandia; si forma la north atlantic deep water, che è

un’acqua fredda, perciò ha molto ossigeno al suo interno, e

ci dà questi valori molto elevati di ossigeno. Quest’acqua

poi prosegue il suo giro, però quando va nell’Oceano

Indiano si può vedere che tutto sommato non c’è più un

grande apporto di ossigeno. Questo perché sul fondo

dell’oceano nella parte più profonda delle masse d’acqua

c’è attività e l’ossigeno viene consumato. Nel Pacifico

abbiamo un po’ di formazioni di acqua profonda, ma non

così importanti, riceve essenzialmente una parte dell’acqua

che gli arriva dal nastro trasportatore e la quantità di

ossigeno presente al fondo del Pacifico ancora non è così

elevata.

Distribuzione verticale di O negli oceani, le linee tratteggiate mostrano la

profondità della superficie di minimo di ossigeno. 77

Distribuzione verticale di O negli oceani, le linee tratteggiate

mostrano la profondità della superficie di minimo di ossigeno

Concentrazione dell’ossigeno lungo un profilo

longitudinale che attraversa l’Oceano Atlantico e

l’Oceano Pacifico.

Le zone marine e oceaniche con concentrazione

di O bassa tra 800-1000 m

Al largo dell'Alaska c'è una forte quantità di pesca,

Concentrazione dell’ossigeno lungo un

grande quantità di organismi e di materia organica.

profilo longitudinale che attraversa

Esistono zone particolari nelle quali la concentrazione di

l’Oceano Atlantico e l’Oceano Pacifico

ossigeno raggiunge valori minimi (arabia saudita-india-

mar nero e al largo della Norvegia), i valori di ossigeno

sciolto a 800m di profondità sono bassissimi.

Prendiamo in considerazione l'upwelling e il

downwelling, in prossimità della California abbiamo un

fenomeno di upwelling, risalgono grandi quantità di

nutrienti (azoto e fosforo), quindi attività fotosintetica

molto elevata e flusso notevole di materia organica

morta dalla superficie verso il fondo dell'oceano.

Carta batimetrica della California: Si vede una morfologia particolare della piattaforma e della scarpata, vi è un canyon

che tocca la spiaggia. Ci sono le stazioni di campionamento in cui si è misurato il minimo di ossigeno, sono stati presi

campioni dai carotieri e osservazioni con camere

fotografiche lungo un pendio da 100 fino a

1000m. I carotieri prendono fino a 6m di

sedimento, il box core permette di campionare

una maggior quantità di sedimento. Oltre ai

campionamenti sono state fatte misure

dell'ossigeno da 0 a 1800m, via via che si scende

in profondità la quantità di ossigeno decresce fino

a 1ml/l, fino alla disaerobic zone (ossiegeno in

quantità bassissime), la vera e propria zona di

minimo di ossigeno si trova tra 500 e 1000m di

profondità con valori al di sotto di 0,5 ml/l, poi

riaumenta grazie alla circolazione con valori fino 2

ml/l. Il valore misurato oscilla secondo i valori di

materia organica che arriva al fondo perchè

l'attività fotosintetica non è continua tutto l'anno,

ma solitamente ha un picco in primavera, quindi la

materia organica che scende al fondo sarà in

maggior quantità, quindi maggiore attività

batterica e meno ossigeno.

Carta batimetrica California centrale e ubicazione delle stazioni di prelievo

Concentrazione nell’ossigeno in funzione della

distanza dalla costa al largo di Pt. Sur (CA). Ci

mostra come la zona di minimo di ossigeno si

mantiene e si crea uno strato che si protende dalla

costa toccando il fondo e andando verso l'oceano in

cui permane la zona disaerobica e la zona di

minimo di ossigeno. Concentrazione nell’ossigeno 78

in funzione della distanza dalla

costa al largo di Pt. Sur (CA)

Organismi che vivono nella scarpata continentale lungo la scarpata tra 200 e 1400 m: (w/CaCO3 significa senza guscio in

carbonato di calcio): crostacei e policheti e i molluschi spariscono in zone con valori di ossigeno bassi, la densità

aumenta nella zona di uscita del minimo di ossigeno. Se parliamo della biomassa in funzione della profondità e della

zona di minimo di ossigeno la biomassa cambia, diminuisce in crostacei e molluschi, mentre negli echinodermi c'è un

forte aumento della biomassa tra 800-1000m, sono le oloturie, organismi che si nutrono di materia organica presente nel

2

sedimento, rappresentata anche dai batteri stessi, gli individui sono pochi per m ma di grandi dimensioni. Gli organismi

con scheletro calcareo diminuiscono a 700m poi riaumentano a 900m e ridiminuiscono a 1000m, non interviene solo la

quantità di ossigeno ma anche la quantità di ione carbonato e ione calcio.

Biomassa in alcuni gruppi sistematici

Dominanza di esemplari in gruppi sistematici in funzione della profondità e OMZ

differenti nella OMZ della CA (California)

Il Mar Nero

Un altro esempio di zona senza ossigeno è il mar Nero,

isolato dal Mediterraneo è ciò che rimane di una serie di

bacini della paratetide, il mar Nero ha profondità superiore a

2000 ed è separato dall'Egeo dal Bosforo, dallo stretto dei

Dardanelli e dal mare di Marmara, il bosforo mette in

comunicazione il mare di marmara con il mar nero con

profondità inferiore a 40m, la circolazione è di tipo estuarino,

nel Bosforo abbiamo acque meno salate in superficie e

acque più salate in profondità. Perchè si forma questo? Il

mar Nero è circondato da terre emerse con importanti

sistemi idrografici, acqua dolce che galleggia al di sopra

dell'acqua salata. La differenza è tale che si forma un

picnoclino che separa acque dolci e acque salate. Anche in

questo caso sono stati effettuati campionamenti con carotieri

e sediment traps per cui si mettono grossi imbuti a diverse

profondità lungo la colonna di acqua e raccolgono i flussi di

materia organica e inorganica.

Diagrammi di due diversi momenti: I valori di salinità

tendono ad aumentare in superficie la salinità è 18x1000

(lontano dai normali valori di salinità), poi in profondità la

salinità aumenta. Il picnoclino separa le masse d'acqua

nettamente rispetto alle masse di acqua più profonde, i

valori dell'ossigeno correlati a quelle dell'H S, per i primi 50m

2

le quantità di O sono elevate e poi decrescono in presenza

2

del picnoclino, al di sotto di 100m di profondità si manifesta

l'H S, l'attività di degradazione della materia organica dei

2

batteri aerobici diventa nulla perciò la materia organica viene

degradata da batteri anaerobici in particolare solfato riduttori

che usano i solfati presenti nell'acqua per degradare la

materia e provoca la produzione di zolfo, che dà luogo a

idrogeno solforato H S.

2 79

Cosa succede negli organismi?

Via via che l'ossigeno diminuisce spariscono gli organismi, l'ambiente è privo di attività

macrobiologica, rimangono solo i batteri anaerobici. Questo si manifesta nei sedimenti

di fondo con la presenza di fanghi laminati, il fatto di trovare l'alternanza di livelli chiari

e scuri ci dà la conferma che non ci sia macrobenthos sul fondo. Il fatto che siano

bianco-nere è la stagionalità, quando c'è materia organica e viene degradata i

sedimenti sono neri (quindi in primavera). Durante la stagione in cui non c'è forte

produttività è il fango chiaro che arriva dai fiumi a depositarsi sul fondo, di colore

bianco (laminiti). Fanghi non laminati, bioturbati, prima della laminazione, presentano

gusci di coccoliti (alga unicellulare che ha il guscio formato da singole placchette di

Abbondanza specifica dei maggiori CaCO ), che comincia a essere presente nei sedimenti, vive nei primi 20-30m di acqua

3

gruppi di invertebrati bentonici in profondità ed è uno dei responsabili di materia organica nel Mar Nero.

al variare dell’ossigeno.

Data la sua situazione morfologica, il Mar Nero si comporta in modo diverso

in funzione del clima del pianeta, si vede come varia la profondità del mare.

15 mila anni fa la profondità era 120m più in basso, ma il Bosforo era

emerso e il mar Nero era isolato rispetto al mar di marmara e all'egeo,

quindi il bilancio idrologico è legato agli apporti fluviali dei grandi fiumi

russi, infatti i sedimenti depositati in questo periodo fanno notare che il Mar

Nero è aerobico in tutta la colonna d'acqua, ma è un bacino di acqua dolce,

un lago. Quando si va verso la fase di deglaciazione il livello del mare risale

e ricopre il bosforo e l'acqua marina rientra nel mar nero, è un

cambiamento importante e intorno a 7 mil aanni fa abbiamo la base del

sapropel e la situazione anaerobica, in tempi più recenti, si è formata Curva del livello marino negli ultimi 35.000 anni

quando è arrivata la prima acqua marina. L'ambiente del mar nero è di

acque salmastre. Mare Mediterraneo orientale e ossigeno

Mar Mediterraneo orientale e ossigeno

C'è un grande flusso legato all'evaporazione, l'acqua è compensata dai fiumi e dalle

precipitazioni, arriva acqua dallo stretto di Messina e da Gibilterra. A causa

dell'evaporazione qui l'acqua è più densa, scende e dà luogo all'acqua intermedia

levantina, che torna verso Gibilterra per uscire. Questo per i primi 700-800m, sotto

nei due bacini c'è una terza massa d'acqua ancora ossigenata perchè ci sono i due

motori di ossigeno, coste liguri provenzali e golfo del leone e il mar adriatico che

porta acqua ossigenata al fondo nel mediterraneo orientale. In profondità c'è una

riduzione dell'ossigeno perchè arriva dall'atmosfera e viene consumato in superficie

dalla macrofauna per cui anche qui si ha una zona di minimo di ossigeno, poi si

riprende in quantità ancora sufficienti e questa presenza al di sotto dei 1000m è Circolazione nel M.o.

dovuta all'adriatic deep water. Carota al largo della cirenaica ad una profondità di 2026 m: La carota

viene divisa in sezioni di 1,20 e descritta e osservata. Si osserva che la

presenza di livelli di sedimento che ricordano le laminiti scuri del mar

nero indicate con pallini gialli, che hanno spessori differenti. Quando

andiamo a vedere da cosa sono fatti confrontiamo il loro contenuto con

quello dei sedimenti chiari e la quantità di carbonio organico presente

attualmente è pari a 0,02% (pochissima materia organica nel

sedimento), quindi i processi di produzione e degradazione della materia

organica sono stati tali da ridurre il contenuto registrato nel sedimento.

Quando misuro la materia organica nei livelli scuri trovo che il contenuto

di carbonio organico è maggiore del 2%, questi sedimenti prendono il

nome di sapropel (sedimento con materia organica superiore al 2%).

Nel dettaglio nel sapropel trovo livelli ricchi in pteropodi un pò

decarbonatati, gli pteropodi sono organismi planctonici, gasteropodi

planctonici che vivono nella colonna di acqua superficiale, sono carnivori.

Quando vado a vedere in che carote trovo quest'ultimo sapropel e la

distribuzione dal punto di vista batimetrico ottengo diagrammandoli lo

stesso intervallo temporale, quindi in tutto il mediterraneo orientale a

partire da 800m si è depositato in tutto il bacino sedimento ricco di

materia organica originato dall'attività sulla materia organica di batteri

anerobici. C'era quindi una mancanza di ossigeno al fondo manifestata

fino a 700m di profondità. In dettaglio alcuni aspetti della chimica del sedimento notiamo che il C organico è presente in

80

un certo spessore della carota e poi tende a diminuire, Materia organica e Bario nel sapropel

però posso analizzare un elemento che simula la materia Ba= produttività primaria

organica, il Bario, se analizzo quanto ce nè nei singoli

campioni mi indica quanta materia organica era presente.

Trovo che anche sopra il livello di materia organica c'è

molto bario quindi anche l'attività organica era importante. Ritorno a condizioni ossigenate dopo la deposizione

del sapropel e ossidazione della sua parte più

superficiale

Perchè c'è bario in una zona chiara che non sembra

sapropel?

Quando è finito il momento di grande attività primaria e il

fondo è ossigenato, l'ossigeno è migrato nel sedimento

portando dietro i batteri aerobici che hanno consumato la

materia organica ma non il bario e quindi il bario ci dà

l'originario spessore del Bario.

Devo capire il significato di questi sapropel che talvolta Ri-ossigenazione al fondo

sono laminati, quindi il bilancio tra la materia organica e

l'ossigeno sul fondo dava come risultato il consumo di tutto l'ossigeno, non è stata degradata la materia organica. C'era

una situazione disaerobica per un certo intervallo di tempo, in modo ciclico perchè trovo più livelli di questo tipo, sei

sapropel nei primi 3,60 m di sedimento. L'ultimo sapropel lo posso datare perchè in alto c'è un tephra legato ad un

eruzione dell'etna, con datazioni relative assolute ottengo che la base del livello a 9000 anni e il tetto 5000anni, quindi si

è deposto in questo intervallo. Il terzo ha un età di circa 120 mila anni, questo perchè 9000anni fa eravamo fuori dalla

deglaciazione, ma anche 125 mila anni fa uscivamo da una deglaciazione ed entravamo nell'ultimo interglaciale. I

sedimenti quindi coincidono con cambiamenti climatici, anche gli altri sono ubicati in presenza di cambiamenti climatici

tipici del quaternario.

Nel Mediterraneo orientale ci sono stati dei momenti in cui la quantità di substrati che arrivano alla massa d'acqua erano

maggiori. Un'evidenza del cambiamento ciclico nel monsone africano, è evidenziata dal fatto che troviamo un maggior

quantitativo di bacini d'acqua dolce. Quando poi i laghi col caldo evaporano, rimangono i sedimenti lacustri contenenti i

fossili degli organismi che vi vivevano, per esempio sono state ritrovate delle diatomee. L'arrivo nel Mediterraneo delle

acqua piene di nutrienti ha fatto aumentare la produttività del mediterraneo, cosa che da solo il Nilo non riesce a fare, in

questo modo è stato favorito il cambio tra coccolitoforidi e diatomee. Le popolazioni di microrganismi nel sapropel

cambiano notevolmente nel tempo, questo ci dice che la produttività primaria è variabile anche in condizioni normali. La

deposizione del sapropel comincia quando si passa da un periodo di grande freddo ad un periodo di caldo relativo. Il

dibattito è ancora aperto riguardo alla deposizione del sapropel.

Esempio: l'acqua dolce come succede nel mar nero, quando arriva nel mediterraneo crea uno strato superficiale d'acqua

dolce, che avrebbe potuto impedire l'ossigenazione delle acque profonde.

Esempio: i cambi di produttività determinano variazione del sedimento e insieme all'ossigenazione che arriva sul fondo,

hanno cambiato la composizione della materia organica. Se invece continuassero ad esserci gli organismi anaerobici, ci

sarebbe un mantenimento della materia organica.

Anche l'impatto umano da un notevole contributo, in particolare lo ha avuto nel mediterraneo orientale. È stato fatto uno

studio sull'ossigeno nelle diverse regioni del mediterraneo orientale, nella colonna d'acqua e ci si è accorti che l'aumento

dell'ossigeno verso il fondo è dovuto alla formazione dell'acqua profonda nell'adriatico. Questo significa che c'è una

maggiore attività batterica che agisce sui sedimenti diretti verso il fondo. Se si considera la quantità d'ossigeno al fondo

del bacino si osserva che la parte occidentale del bacino è più ossigenata, quasi 200 mmol/kg, mentre andando verso est

l'ossigeno tende a diminuire, questo perché l'attività batterica presente sul fondo tende a consumare l'ossigeno portato

dalla circolazione delle acque profonde adriatiche. Cause di bassa ossigenazione

Fondi marini ossigenati e privi di ossigeno

Correnti termoaline portano ossigeno sul fondo, ma se si

interrompono o arriva troppa materia organica l’ossigeno

diminuisce fino a sparire 81

Organismi, ambienti e ossigeno

In un bacino isolato la quantità di ossigeno al fondo non è tale da bruciare tutta la materia organica. Le cause di bassa

Organismi, ambienti e ossigeno

ossigenazione possono essere differenti, legate ad una morfologia irregolare del fondo marino in cui le depressioni e la

circolazione dell'acqua non consente un

efficiente ricambio di ossigeno. Questi

fenomeni si sono verificati negli oceani

mondiali nel mesozoico black shales. La

circolazione termoalina nel grande

nastro trasportatore si è cominciata a

manifestare 40 milioni di anni fa, prima

non è certa la sua presenza e quindi non

si sa che circolazione portavano le

quantità di ossigeno nel fondale e non vi

erano erano le calotte polari utili per la

circolazione delle acque fredde.

Nell’immagine:

A) Massa d'acqua ossigenata, Eh posizionata nell'acqua e i sedimenti privi di ossigeno.

B) L'Eh è posizionato in corrispondenza dell'interfaccia acqua sedimento, la colonna d'acqua è ossigenata e il sedimento

è privo di ossigeno.

C) Ossigeno abbondante al di sotto sedimenti ancora ossigenati, quando scendiamo all'interno del sedimento troviamo

la superficie rpd in cui c'è l'inversione del potenziale di ossido riduzione, sopra l’Eh c'è ossidazione e sotto ambiente

di tipo riducente. Situazione tipica di un fondale marino ben ossigenato. La linea di inversione dell'Eh è all'interno del

sedimento. Situazione attuale di fondi oceanici e Mediterraneo.

Bolivina Bolivina

: variaizioni nell’abbondanza di specie del genere in funzione

dell’ossigeno disciolto nell’acqua. La aughani vive con molto ossigeno, la

pacifica intorno a 3ml/l, la spissa 2 ml/l e l'argentea vive anche con quantità

di ossigeno al di sotto di 1 ml/l.

Variazioni dell’ossigeno durante le stagioni in un fiordo danese

Variazioni nell’abbondanza di specie del genere Bolivina

in funzione dell’ossigeno disciolto nell’acqua

Variazioni stagionali dell’ossigeno in un fiordo danese:

Queste variazioni possono presentare dal punto di

vista temporale caratteristiche diverse: nei mesi Ossigeno nell’acqua

invernali la quantità di ossigeno è sufficiente e

diminuisce nei mesi estivi e risale in inverno. La Potenziale di ossidoriduzione

distribuzione del potenziale Eh vediamo che anche le nel sedimento

superfici nei sedimenti di fondo del fiordo fluttuano

con la stagione quando c'è poco ossigeno sta verso la

superficie, quando c'è molto ossigeno sta in

profondità.

In funzione di queste variazioni, quando c'è poco

ossigeno aumenta la solfato-riduzione che tende a

scomparire quando l'ossigeno è sufficiente da

ossigenare il sedimento. Nei primi 40 cm la quantità Solfato-riduzione,

temperatura e

di solfato è elevata e il Fe è alto, quando arriviamo a consumo di ossigeno

20 cm c'è un decremento nel solfato e un aumento

dell'H S, quindi rimane solo solfo in soluzione che

2

deriva dall'attività dei batteri solfato riduttori che

estraggono l'ossigeno da questo ione per degradare la

materia organica.

Reazioni del metabolismo microbico in presenza o assenza di ossigeno:

Nella zona disaerobica c'è ancora qualche organismo e bioturbazione, nella zona anaerobica i sedimenti sono laminati.

Quando siamo in una zona aerobica il sedimento presenta una forte omogeneizzazione, non si vedono i livelli originari,

nella zona disaerobica si notano ancora gallerie scavate dagli organismi e nella zona aerobica i sedimenti sono laminati.

82

Stratificazione chimica al’interno del sedimento da zone ossigenate a zone prive di ossigeno

Stratificazione chimica

e riducenti:

all’interno del sedimento

Il Fe 3 diventa Fe 2, il pH va verso valori più acidi e l'Eh diventa da positivo a negativo, i

da zone ossigenate a zone

nitriti scarseggiano mentre tende ad aumentare l'ammonio e la CO raggiunge il massimo.

prive di ossigeno e riducenti 2

Negli strati neri la CO è stata trasformata in metano, il pH ha valori più alcalini e l'Eh è

2

decisamente negativo. Effetto della bioturbazione sulla

ossigenazione all’interno del sedimento

Un aspetto molto importante è il fatto che la

bioturbazione scavando una galleria porta l'ossigeno

all'interno del sedimento, per questo i sedimenti hanno

un colore chiaro con poco contenuto in materia organica

perché l'ossigeno consuma il macrobenthos, gli aspetti

possono essere diversi i tubi dei policheti arrivano al

fondo. 83

CARBONIO, NUTRIENTI, PRODUZIONE

Il carbonio è il gas più importante insieme all’ossigeno (anidride carbonica). Il nostro ecosistema è formato da carbonio.

Questo, in natura, si presenta come:

- Atomi di carbonio C

- Metano CH 4

- Anidride carbonica CO 2

- Glucosio C H O Elemento della fotosintesi (respirazione primaria delle piante). Organismi che utilizzano acqua +

6 12 6

6 molecole di glucosio per la produzione primaria, ma vengono usate anche per la respirazione.

- Amminoacidi

Il ciclo naturale del carbonio di sviluppa in diversi ambienti terrestri ed in diversi tempi:

- Ciclo biologico Veloce: mesi/anni/decadi

- Ciclo geologico Intermedio: 100/1000 anni Processo che porta carbonio dall’atmosfera all’oceano, fino ai

sedimenti marini. L’oceano contiene molta più anidride carbonica rispetto all’atmosfera (53 volte di più): l’oceano è il

vero serbatoio di anidride carbonica e rappresenta il regolatore planetario del sistema (arriva attraverso processi

a) Ciclo biologico (veloce-mesi/anno/decadi)

biologici e non solo).

Il ciclo naturale del carbonio: b) Ciclo geologico (intermedio-100/1000 anni)

- Ciclo geologico Lungo: centinaia di migliaia/milioni di anni.

c) Ciclo geologico (lungo- centinaia di migliaia/milioni anni)

L’OCEANO CONTIENE MOLTA PIU’ ANIDRIDE CARBONICA

RISPETTO ALL’ATMOSFERA (53 VOLTE).

Ciclo biologico Mesi-Anni-Decadi CICLO BIOLOGICO

L’OCEANO AGISCE COME SERBATOIO PER GLI ECCESSI

La fotosintesi va ad aumentare la biomassa vivente. Una certa

DI ANIDRIDE CARBONICA E RAPPRESENTA IL REGOLATORE PLANETARIO DEL

parte di anidride carbonica nel suolo non torna nel sistema, ma

SISTEMA.

viene conservata nel suolo. Una parte viene invece inviata agli Ciclo del carbonio nella biosfera

sulle terre emerse :

oceani tramite runoff. numeri in grassetto rappresentano

i serbatoi (x10 kg);

12

numeri sulle frecce rappresentano

Tipologie di carbonio: il flusso annuale;

- POC Particulate Organic Carbon x rappresenta il carbonio sequestrato

che non ritorna realmente al sistema,

- DOC Dissolved Organic Carbon NPP produzione primaria.

- DIC Dissolved Inorganic Carbon

La superficie terrestre reagisce in modo diverso nel ciclo POC particulate organic carbon

DOC dissolved organic carbon

biologico a seconda della latitudine e della fascia climatica DIC dissolved inorganic carbon

(presenza o assenza di vegetazione). 0,4x10 kgCy

12 -1

Anidride carbonica e acqua

L’anidride carbonica è il gas atmosferico più solubile in acqua a ragione del fatto che reagisce producendo un varietà di

ioni disciolti. CO (g)+H O > H CO (aq) acido carbonico.

2 2 2 3

Per una data temperatura, la quantità di CO che diffonde nell’acqua dipende dalla concentrazione di CO in atmosfera e

2 2

dalla concentrazione di acido carbonico nell’acqua. Quando una quantità sufficiente di H CO si è formata nell’acqua una

2 3

certa quantità di C disciolto è rilasciata in atmosfera come CO .

2

H CO (aq) --> CO (g)+ H O

2 3 2 2

Se le due reazioni avvengono alla stessa velocità si stabilisce un equilibrio chimico.

CO (g)+ H O <--> H CO (aq) acido carbonico

2 2 2 3 84

Il sistema è tuttavia più complicato: l’acido carbonico, come tutti gli acidi, tende a dissociarsi (perde uno ione idrogeno).

Si stabilisce un secondo equilibrio: + 3-

H CO (aq) <--> H (aq) + HCO (aq) (ione bicarbonato)

2 3

Lo ione bicarbonato si dissocia a formare uno ione carbonato e uno ione idrogeno:

3- + 32-

HCO (aq) < > H (aq) + CO (aq) (ione carbonato)

In tal modo il carbonio disciolto nell’acqua raggiunge uno stato di equilibrio chimico dinamico tra la CO nell’aria e i tre

2

composti di carbonio disciolti.

In un sistema in equilibrio le concentrazioni dei differenti composti di carbonio sono costanti (ma non

+ 3- + 2-

CO (g)+ H O <--> H CO (aq) <--> H (aq) + HCO (aq) <--> 2H (aq) + CO (aq) sistema di equilibrio del

à

2 2 2 3 3

necessariamente uguali), per ciascuna coppia di composti la quantità di carbonio scambiata è uguale.

carbonato.

La proporzione relativa di reagenti e prodotti rimane costante.

4 serbatoi, ciascuno contenente un numero differente di palline, e

3- 32-

I composti disciolti del carbonio H CO , HCO , CO sono chiamati carbonio inorganico disciolto DIC.

scambiano fra loro, in modo continuo, avanti e indietro, 2 palline.

2 3

CO (a) H CO HCO CO

3- 32- In un sistema in equilibrio le concentrazioni dei

2 2 3 differenti composti di carbonio sono costanti (ma

Sistema chiuso

non necessariamente uguali), per ciascuna coppia di

composti la quantità di carbonio scambiata è uguale.

La proporzione relativa di reagenti e prodotti rimane

Uno dei serbatoi è

costante.

vuoto:

Supponiamo di avere 4 serbatoi, ciascuno

più reagenti

contenente un numero differente di palline, e che

formeranno

scambiano fra loro, in modo continuo, avanti e

prodotti nella

indietro, 2 palline. È un sistema chiuso. Uno dei

direzione

serbatoi è vuoto: più reagenti formeranno prodotti

atta a stabilire

nella direzione atta a stabilire l’equilibrio. Così viene

l’equilibrio

raggiunto un nuovo equilibrio.

Nello stesso modo, in uno stato di equilibrio, la quantità di

CO che lascia la superficie dell’acqua è la stessa che entra

2 Un nuovo equilibrio è stato raggiunto

nell’acqua, e la quantità di carbonato che si forma è la

stessa quale quella ricombinata a formare bicarbonato. La

concentrazione dei composti è determinata dalle due

reazioni di equilibrio.

Il principio di Le Chatelier: Nello stesso modo, in un stato di equilibrio, la quantità di CO che lascia la

2

superficie dell’acqua è la stessa che entra nell’acqua, e la quantità di

In una reazione, ogni fattore che rimuove prodotti farà si che i reagenti producano più prodotti a ristabilire l’equilibrio.

carbonato che si forma è la stessa quale quella ricombinata a formare

bicarbonato.

La concentrazione dei composti è determinata dalle due reazioni di equilibrio.

Qualunque cosa rimuova acido

carbonico dalla soluzione In una reazione, ogni fattore che

incrementerà il tasso di diffusione rimuove prodotti farà si che

della CO nell’acqua e da qui il

2 i reagenti produrranno più

tasso di dissoluzione di CO

PRINCIPIO DI LE CHATELIER

Qualunque cosa rimuova acido carbonico dalla soluzione incrementerà il tasso di

2 prodotti a ristabilire l’equilibrio.

atmosferica aumenterà.

diffusione della CO nell’acqua e da qui il tasso di dissoluzione di CO atmosferica

2 2

Al contrario se la concentrazione di

aumenterà. Al contrario se la concentrazione di CO atmosferica aumenta più

2

CO atmosferica aumenta più

2

anidride carbonica si scioglierà in acqua formando più acido carbonico e infine

anidride carbonica si scioglierà in

distribuendosi nei vari composti di carbonio disciolti. Tutti i gas sono più solubili

acqua formando più acido

in acque fredde, un riscaldamento delle acque di superficie causa una maggiore

carbonico e infine distribuendosi

quantità di CO in uscita dall’acqua. nei vari composti di carbonio

2 disciolti.

Tutti i gas sono più solubili in

acque fredde, un riscaldamento

delle acque di superficie causa

una maggiore quantità di CO in

2

uscita dall’acqua. 9 85

CO (g)+H O < > H CO (aq) < > H (aq) + HCO (aq) < > 2H (aq) + CO (aq)

+ 3- + 32-

2 2 2 3

La concentrazione in soluzione dello ione idrogeno determina le relative proporzioni

dei differenti DIC presenti.

La concentrazione ionica dell’idrogeno nell’acqua è generalmente espressa come pH.

pH >5 favorisce la formazione di H CO

2 3

pH 7-8 favorisce la formazione di HCO

3-

pH 9 favorisce la formazione di CO

32-

+ 3- + 2-

CO (g)+ H O <--> H CO (aq) <--> H (aq) + HCO (aq) <--> 2H (aq) + CO (aq)

Nell’acqua di mare (pH 7,7) il DIC è: 85% HCO , 10-15% CO , >1% H CO .

- 32-

2 2 2 3 3

3 2 3

Nell’acqua piovana più acida il DIC è 50% H CO , 50% HCO .

3-

2 3

La concentrazione in soluzione dello ione idrogeno

determina le relative proporzioni dei differenti DIC

presenti. La concentrazione ionica dell’idrogeno nell’acqua

è generalmente espressa come pH.

- pH > 5 favorisce la formazione di H CO

2 3

3-

- pH 7-8 favorisce la formazione di HCO

32-

- pH 9 favorisce la formazione di CO 3-

- Nell’acqua di mare (pH 7.7) il DIC è: 85% HCO , 10-

32-

15% CO , > 1% H CO

2 3

- Nell’acqua piovana più acida il DIC è 50% H CO ,

2 3

3-

50% HCO

Dalla pioggia al suolo all’oceano

La concentrazione di CO nel suolo è da 10 a 100 volte maggiore rispetto all’atmosfera. Ciò è dovuto: dalle piogge

2

debolmente acide, dai processi di decomposizione batterica, dalla respirazione delle piante (per lo più attraverso le

Dalla pioggia al suolo all’oceano

La concentrazione di CO nel suolo è da 10 a 100 volte maggiore rispetto all’atmosfera.

2

radici). Tutto ciò produce ioni idrogeno che si vanno ad aggiungere a diversi acidi organici derivanti dalla

Ciò è dovuto: dalle piogge debolmente acide, dai processi di decomposizione batterica, dalla respirazione

decomposizione dei vegetali (acido umico e fulvico). L’acqua nel suolo è molto più acida di quella piovana.

delle piante (per lo più attraverso le radici). Tutto ciò produce ioni idrogeno che si vanno ad aggiungere a

diversi acidi organici derivanti dalla decomposizione dei vegetali (acido umico e fulvico). L’acqua nel

+ 2+

Tutto ciò dà luogo ai processi di dissoluzione delle rocce. I cationi Na e Ca derivati sono essenziali per la crescita dei

suolo è molto più acida di quella piovana.

Tutto ciò dà luogo ai processi di dissoluzione delle rocce. I cationi Na+ e Ca2+ derivati sono essenziali per

vegetali. Inoltre il materiale umico che si sviluppa nel suolo (nitrati, fosfati e altri nutrienti) è messo a disposizione dello

la crescita dei vegetali. Inoltre il materiale umico che si sviluppa nel suolo (nitrati, fosfati e altri nutrienti) è

messo a disposizione dello sviluppo vegetale.

sviluppo vegetale. 1 atomo di C dall’atmosfera

2 atomi di C dall’atmosfera

3- 2+

L’acqua fluviale ha una relativamente alta concentrazione in HCO , Ca e SiO .

2

- + 2-

L’acqua marina ha una alta concentrazione in Cl , Na e in quantità minore SO .

L’acqua fluviale ha una relativamente alta concentrazione in HCO ,Ca e SiO .

- 2+

3 2

4

3- 2+

L’acqua marina ha una alta concentrazione in Cl , Na e in quantità minore SO .

- + 42-

L’apparente deficit dell’acqua marina in HCO , Ca e SiO è strettamente correlato al ciclo del carbonio nell’oceano e

2

L’apparente deficit dell’acqua marina in HCO , Ca e SiO è strettamente

- 2+

anche all’attività biologica che avviene nell’oceano. 3 2

correlato al ciclo del carbonio nell’oceano.

Il ciclo terrestre è dominato dalla produzione, decomposizione e riciclo di materiale organico (carbonio, idrogeno e

ossigeno). Il ciclo del carbonio marino è dominato dalla chimica del carbonio inorganico (i.e. minerali che contengono

carbonio, ioni disciolti). L’oceano specialmente negli strati superficiali illuminati può essere considerato come una

“zuppa” di organismi viventi. La trasformazione chimica del ciclo del carbonio marino ha luogo largamente attraverso la

loro attività. Tuttavia il flusso di carbonio da e verso l’atmosfera (scambio di CO all’interfaccia aria-mare) è regolato non

2

dalla fotosintesi ma dalle reazioni di equilibrio dei carbonati che sono influenzate da fattori biologici e fisici, variabili nello

spazio e nelle stagioni.

La fotosintesi è un momento di passaggio dell’anidride carbonica, ma non è quello fondamentale.

Il carbonio nell’oceano

Il carbonio nell’oceano 2 liv

Acque

calde

dove a

scamb

Si possono distinguere 2 livelli: l’atmo

che di

Acque superficiali, calde e ben mescolate dove avvengono gli

- conce

scambi di CO con l’atmosfera, ad un tasso che dipende dalle mezzi.

2

concentrazioni nei 2 mezzi. Il vento favorisce il mescolamento Il vent

mesco

superficiale. superf

Oceano profondo freddo Favorisce scambio di anidride

- carbonica. Ocean

La distinzione tra carbonio particellato e disciolto è puramente a

livello di laboratorio. Il carbonio presente in oceano è rappresentato

dalla % di runoff. C’è uno scambio tra l’acqua superficiale soggetta a

fotosintesi e quella più profonda, tramite processi di upwelling e di

sinking. 86

Acque superficiali, calde e ben mescolate dove avvengono gli scambi di CO con

2

l’atmosfera ad un tasso che dipende dalle concentrazioni nei 2 mezzi.

Il vento favorisce il mescolamento superficiale.

Acque superficiali, calde e ben mescolate dove avvengono gli scambi di CO con l’atmosfera ad un tasso che dipende

2

dalle concentrazioni nei 2 mezzi. Il vento favorisce il mescolamento superficiale.

Fotosintesi e i nutrienti

Fotosintesi e nutrienti

Un nutriente è quell’elemento che è coinvolto in modo funzionale nei processi degli organismi viventi (Parson, 1975).

La concentrazione dei maggiori nutrienti (nitrati e fosfati) nelle acque marine, cambia in relazione ai rapporto di

concentrazione presenti negli organismi. Sono gli organismi che controllano la concentrazione e la distribuzione dei

nutrienti nell’acqua marina. Ciò premesso, esiste una relazione lineare nelle concentrazioni dei nutrienti disciolti.

15

Vengono considerati nutrienti esclusivamente i nitrati, i fosfati e i silicati.

Azoto Azoto molecolare, sali inorganici (nitrati, nitriti, ammoniaca), composti di azoto organico (amminoacidi,

- urea), azoto particellato. Il fitoplancton tende ad utilizzare i sali inorganici. DON = Dissolved Organic Nitrogen

Fosforo Fosforo inorganico disciolto (ortofosfati), fosforo organico, fosforo particellato. Il fitoplancton tende ad

- utilizzare gli ortofosfati. DOP = Dissolved Organic Phosphorus

Silicati Acido ortosilico, silicati allumosilicati minerali, opale (gusci di diatomee e radiolari).

-

Ciclo dell’azoto e ciclo del fosforo

Sia l’azoto che il fosforo vedono come fonte di provenienza le terre emerse.

Ciclo dell’azoto Ciclo del fosforo

Mi aspetterei una maggiore quantità di nutrienti in superficie perché derivano dalle terre emerse, ma in realtà la maggior

parte si trova in profondità. In superficie infatti il processo di fotosintesi utilizza subito i nutrienti presenti, compresa la

Sia l’azoto che il fosforo vedono come fonte di provenienza le terre emerse

silice. Come per l’azoto e il fosforo, anche la silice deriva dalle terre emerse, ma anche dalle sorgenti idrotermali

87

Flussi di materia

sottomarine. È utilizzata da diversi organismi: diatomee, radiolari, spugne, silicoplagellati. Alla morte degli organismi, gli

nella catena trofica

scheletri silicei tendono a sciogliersi nella discesa verso il fondo oceanico.

frecce nere: consumo

frecce gialle: rigenerazione

Flussi di materia nella catena trofica frecce rosse: trasporto

Produzione primaria = Fotosintesi e

- chemiosintesi

Produzione secondaria = Il tessuto

- vegetale è trasformato in tessuto animale

(zooplancton erbivoro)

Produzione terziaria = Zooplancton

- carnivoro

Frecce nere = Consumo

- Frecce gialle = Rigenerazione

- Frecce rosse = Trasporto

-

Produzione di materia organica

Gli organismi autotrofi, incluse le alghe, alcuni batteri e le piante, producono composti organici dall’acqua e dall’anidride

carbonica. Autotrofi che usano la luce come sorgente di energia vengono detti organismi fotosintetici, mentre organismi

che usano energia da composti inorganici, quali metano, ammoniaca, nitrati, ecc. sono definiti organismi chemiosintetici.

Fotosintesi:

CO + 2H A CH O + 2A + H O A = O oppure S

2 2 2 2

La fotosintesi che produce carboidrati ed altri composti organici può avvenire in due tipi di ambienti:

Aerobici

- Anaerobici: ad opera di batteri che sfruttano come donatori di elettroni dei composti inorganici come l’idrogeno

- solforato o i tiosolfati.

Chemiosintesi: +

nH A + nH O nAO + 4n [H + e] H A = composto inorganico relativamente ridotto AO = prodotto finale ossidato

2 2 2

Materia organica autoctona

Produzione primaria = Fotosintesi e chemiosintesi

- Produzione secondaria = Il tessuto vegetale è trasformato in tessuto animale (zooplancton erbivoro)

- Produzione terziaria = Zooplancton carnivoro

-

Nuova produzione primaria: nutrienti introdotti nella zona eufotica

Produzione rigenerata: nutrienti che sono riciclati negli strati superficiali

La produzione primaria è controllata da:

Fattori fisici Luce, temperatura

- Fattori biologici Velocità di crescita e consumo

- Fattori chimici Disponibilità di nutrienti

-

Principali gruppi vegetali:

Fitoplancton Diatomee, silicoflagellati, coccolitoforidi, dinoflagellati

- Alghe calcaree

- Fanerogame marine

- Mangrovie

- Microfitobenthos Queste microalghe silicee non sono obbigatoriamente bentoniche, ma possono essere rinvenute

- anche nella colonna d’acqua.

Microfitoplancton

- 88

Tassi di produzione netta annuale: Tassi di produzione netta annuale

Le acque dolci con il fitoplancton producono la maggiore quantità di

carbonio per metro quadrato annuo. Bisogna vedere però quanto spazio

sulla superficie terrestre una determinata tipologia di vegetale occupa.

Produzione netta Come si vede dai numeri è il fitoplancton che ha una

produzione maggiore di carbonio annuo, più in ambiente terrestre che in

quello marino. Il livello attuale di ossigeno è stato raggiunto solo alla fine

del Carbonifero, benché il ciclo dell’ossigeno sia iniziato ben prima, dal

Devoniano con la prima comparsa dei vegetali sulla terra.

La produzione primaria negli oceani non è a sua volta uniforme, ma varia

a seconda della zona Per la maggior parte degli oceani la produzione

2

primaria giornaliera è inferiore a 100 mg/m .

Pigmenti

mg/m3 Indicatori di produzione primaria:

Uno di questi è la concentrazione di clorofilla sugli oceani. Si

notano delle zone alle alte latitudini con maggiore produzione,

mentre delle zone in viola con minore produzione. Il Mediterraneo

è viola-blu perché è un bacino oligotrofico.

Fattori che influenza la produzione primaria (fattori limitanti):

Illuminazione Condiziona la presenza di vegetali e la produzione fotosintetica. Varia anche a seconda della

- tipologia di organismi (3 gruppi illustrati: dove l’intensità della luce diminuisce, tutti e tre le tipologie di organismi

diminuiscono la loro produzione primaria).

Concentrazione di nutrienti Produttività fitoplanctonica.

- Turbolenza (mescolamento) Fattore molto importante. Se interessa spessori limitati di acqua il mescolamento è

- più intenso e i nutrienti sono in maggiori quantità (periodo estivo), se invece interessa spessori maggiori (periodo

invernale) avrò maggiore rimescolamento che interessa più nutrienti fino alle maggiori profondità.

Zona eufotica = Crescita di fitoplancton

- Zona profonda, disfotica = Corpi quiescenti o in stato di inerzia.

- Relazione tra profondità, fotosintesi planctonica e respirazione fitoplanctonica in

acque superficiali oceaniche. Punto di compensazione e la profondità critica.

Luce come fattore primario di fotosintesi.

Relazione tra profondità, fotosintesi planctonica e respirazione

fitoplanctonica in acque superficiali oceaniche. Punto di

compensazione e profondità critica.

Variazioni nella profondità di compensazione (linea rossa) con l’aumento

della biomassa fitoplanctonica (effetto ombreggiamento).

Variazioni nella profondità di compensazione (linea rossa) con l’aumento

della biomassa fitoplanctonica (effetto ombreggiamento). 89

Relazione tra la profondità di compensazione e la profondità critica.

La profondità critica è la profondità alla quale il totale della biomassa

fitoplanctonica può essere trasportata dal mescolamento e ha ancora tempo

sufficiente sopra la profondità di compensazione per avere una produzione

totale uguale alla sua respirazione totale nello stesso intervallo di tempo.

Relazione tra la profondità di compensazione e la

profondità critica. La profondità critica è la profondità

alla quale il totale della biomassa fitoplanctonica può

essere trasportata dal mescolamento e ha ancora tempo

sufficiente sopra la profondità di compensazione per

avere una produzione totale uguale alla sua respirazione

totale nello stesso intervallo di tempo. Al di sopra della

profondità critica non ci sono problemi e diventa critica

solo in prossimità della zona critica. Il fitoplancton è

abbondante solo quando la profondità di

rimescolamento è minore di quella critica. A marzo si

comincia a vedere una produzione algale in aumento a

causa della maggiore quantità di luce (equinozio di

primavera). Aumento produzione algale = diminuzione

di nutrienti. Alle medie latitudini il termoclino è

stagionale e ho 2 picchi di produzione di fitoplancton in corrispondenza dei due equinozi, mentre nel periodo invernale va

a zero. Risposte diverse a seconda di mari a diverse latitudini nel rapporto tra biomassa e zooplancton. Relazione tra

Relazione tra abbondanza di fitoplancton e: e:

a) Profondità di rimescolamento degli strati superficiali a)Profondità d

b) Profondità critica superficiali;

Il fitoplancton è abbondante solo quando la profondità di rimescolamento è b)Profondità

Il fitoplancton

minore di quella critica. la profondità

di quella critic

oritura primaverile del fitoplancton nella zona temperata atlantica, in relazione

la

duzione nei nutrienti e alla pressione esercitata dallo zooplancton erbivoro.

Fioritura primaverile del fitoplancton nella zona temperata

atlantica, in relazione alla riduzione nei nutrienti e alla pressione

esercitata dallo zooplancton erbivoro.

Biomassa fitoplanctonica concentrazione di azoto e termoclino stagionale alle

medie latitudini.

Biomassa fitoplanctonica, concentrazione di azoto e

termoclino stagionale alle medie latitudini. 90

Biomassa fitoplanctonica (linea intera) e zooplanctonica (linea tratteggiata)

a differenti latitudini e oceani. Biomassa fitoplanctonica (linea intera) e zooplanctonica

Mare siberiano Nord Atlantico, Norge (linea tratteggiata) a differenti latitudini e oceani.

Mare di Bering Oceani tropicali

Abbondanza stagionale fito e zooplancton, temperatura, illuminazione e nutrienti

Abbondanza stagionale di fito e zooplancton, temperatura,

illuminazione e nutrienti in:

a) Acque temperate con termoclino Mesi invernali con poca

a) Acque temperate con termoclino

luce e scarsa attività fitoplanctonica; i nutrienti saranno

abbondanti in superficie. Appena la stagione è più calda

(primavera), aumenta il fitoplancton e quindi diminuiscono in

nutrienti disponibili. La crescita della temperatura crea una

stratificazione termica. Le acque profonde sono divise da

quelle superficiali da un termoclino. Nelle acque profonde ho la

maggiore quantità di nutrienti in accumulo. Lo zooplancton nel

mese di settembre diminuisce e ho una rottura del termoclino;

qui corrisponde una seconda fioritura del fitoplancton.

b) Acque polari

b) Acque polari Non ho stratificazione e non ho durante quasi

tutto l’anno sufficiente luce per attivare la fotosintesi, che è

concentrata a luglio e agosto.

c) Acque tropicali Acque di oceano aperto tra equatore e

tropici. Non ci sono problemi per l’attività fotosintetica perché

la luce è presente tutto l’anno. Il problema è che mancano i

c) Acque tropicali

nutrienti che si mantengono costanti per tutto l’anno a causa

della distanza dalla costa. Mari tropicali (mar dei Sargassi):

presenti dinoflagettati e coccolitoforidi (pochi nutrienti,

diversamente dalle diatomee che sono presenti dove ci sono

molti nutrienti).

Cambiamenti in aree geografiche vicine o lontane dalle coste.

Acque costiere ricche in nutrienti (diatomee)

Acque del largo povere in nutrienti (coccolitoforidi)

Cambiamenti in aree geografiche vicine o lontane dalle coste.

Microfitoplancton lungo un transetto

Regioni temperate calde e fredde (golfo del Messico e mare d’Irlanda) Grandi fioriture

dalle coste del Venezuela al Mare dei

di diatomee=molti nutrienti. (Vedi transetto con scala logaritmica delle coste da

Caraibi.

Abbondanza espressa in scala

Venezuela al Mare dei Caraibi).

logaritmica.

Competizione tra organismi fitoplanctonici che si gioca sulla produttività primaria. I

Dati cumulati.

coccolitoforidi esistono anche con scarsi nutrienti, ma la velocità di crescita è inferiore

rispetto a quelle delle diatomee, che possono scalzare le popolazioni di coccolitoforidi. Le zo

Foto satellitare in cui si nota una zona bianca: è una zona di upwelling = risalita di acque

profonde ricche di nutrienti. I nutrienti derivano principalmente da prodotti metabolici da

zooplancton di ordine superiore Si crea una comunità che resiste tutto l’anno. La

produttività primaria viene studiata con immagini satellitari già dagli anni ’80 e i dati ottenuti

sono riportati in grafici che evidenziano la distribuzione di clorofilla e coccoliti/coccolitoforidi

in un tot di ml di acqua. 91

Acque tropicali di oceano aperto. Produzione debole ma continua in tutto l’anno. Acque tropicali di oceano aperto. Produzione debole ma continua in tutto

l’anno.

Ma da dove arrivano i nutrienti?

Una produttività può essere sostenuta dai nutrienti rigenerati nella zona fotica

con un processo in loco, di corto periodo, dovuto alle attività escretorie degli

animali ed al metabolismo dei microrganismi eterotrofi.

Ma da dove arrivano i nutrienti?

L’attività fotosintetica gioca un ruolo importante nella sottrazione di CO2

dalle acqua oceaniche Grafico con picchi coincidenti, dove è evidenziata la

differenza fra le curve.

Clorofilla, NO , Produzione primaria, zooplancton biomassa in relazione con

3

la struttura della massa d’acqua. In grigio la zona afotica e il termoclino in

giallo.

La posizione del termoclino varia a seconda della fascia climatica, così come

le cerve che rappresentano i nutrienti (nitrati NO3).

La produzione primaria in acque oceaniche

La produzione primaria è generalmente maggiore in acque costiere rispetto al mare aperto. Regioni di alta produttività si

ritrovano in aree di upwelling sia lungo le coste di taluni continenti sia in acque aperte (divergenza). Un debole upwelling

di acque ricche in nutrienti è presente intorno all’Antartide, dove si forma uno strato termicamente stabile nella zona

eufotica. Combinato con un marcato effetto terra, rende le acque antartiche una delle regioni marine più fertili. Le

regioni oligotrofiche sono invece regioni a bassa produttività primaria, sono quelle aree dove il mescolamento è minimo;

per esempio dove una termoclina profonda permanente si comporta come barriera fra le acque sub-superficiali ricche in

nutrienti e le acque di superficie. Aree a bassa produttività si incontrano al centro dei circuiti oceanici tra circa 10 e circa

40 gradi a nord e a sud dell’Equatore.

Il sistema di riciclo non è efficiente al 100 % e una certa quantità di carbonio Il#sistema#di#riciclo

una# certa# quan

(4-5- x-1012kgCy-1) sotto forma di particelle di detrito organico, pallottole x:10 kgCy )# sotto

12 :1

fecali dello zooplancton (POC) e resti scheletrici esce dagli strati superficiali e detrito# organico,#

zooplancton# (POC

scende verso il fondo. I tempi di discesa possono essere differenti da mesi a dagli# strati# superf

settimane a giorni. Nella discesa il POC è decomposto dall’attività batterica sia fondo.# I# tempi# d

nella colonna d’acqua che sul fondo. Questo processo associato alla differenti#da#mesi#

discesa# il# POC# è

respirazione degli organismi batiali e abissali produce CO2 in soluzione. Inoltre batterica# sia# nella

le parti molli sono completamente decomposte prima di raggiungere il fondo, fondo.# Questo#

respirazione#degli#

salvo che in zone ad alta produttività. Questo trasferimento di carbonio dalle produce# CO # in# s

acque superficiali alle profondità oceaniche è conosciuto come “pompa 2

molli# sono# com

biologica”. Durante tutta la discesa c’è materia organica che decompone le prima# di# raggiung

zone#ad#alta#

macromolecole. Arrivate sul fondo solo meno di un’unità rimane seppellita sul produttività.#

fondo a causa dei batteri presenti, che ancora una volta riducono la materia Questo# trasferim

organica. I batteri però non riescono a decomporre tutta la materia prima che acquesuperficiali#a

conosciuto#come#“

questa raggiunga il fondo. Entra in moto il ciclo geologico che dura anche

milioni di anni. Nasce così la cosiddetta “pompa biologica” dell’anidride carbonica.

Nel#caso#degli#organismi#con#guscio#in#carbonato#di#calcio#quest’ultimo#è#estratto##

dall’acqua#marina#secondo#la#reazione: Processo#biologico#endotermico#

##########richiede#energia

#forma#inversa#della#reazione# Processo#naturale#esotermico

Nel#caso#degli#organismi#con#guscio#siliceo#la#silice#rimossa#dall’acqua#è#quella#derivante#

anche#dai#processi#di#dissoluzione#delle#rocce#silicatiche

L’attività#biologica#lavora#in#senso#contrario#rispetto#ai#processi#di#dissoluzione##

(reverse#weathering). 92

L’attività biologica lavora in senso contrario rispetto ai processi di dissoluzione (reverse weathering). Ci sono 2

meccanismi di scambio fra le acque superficiali e le acque profonde:

Pompa biologica Legata alle correnti di upwelling

- Pompa fisica Condizionata solo da fattori fisici dell’acqua come temperatura e movimento delle acque per onde.

- Passaggio di anidride carbonica da oceano ad atmosfera = valori positivi

- Passaggio di anidride carbonica da atmosfera a oceano = valori negativi Zone di sinking (pozzi di anidride

- carbonica che preleva CO2 dall’atmosfera) in cui coincide alta produttività primaria. Queste zone variano posizione

nel corso dell’anno.

Il carbonio nell’oceano profondo Il carbonio nell’oceano profondo

Il ciclo nelle acque profonde e fredde

oceaniche.

Il ciclo nelle acque profonde e fredde oceaniche. La decomposizione dei

La decomposizione dei resti organici

resti organici che scendono nell’oceano profondo e la dissoluzione delle

che scendono nell’oceano profondo e

la dissoluzione delle parti scheletriche

parti scheletriche danno luogo alla formazione di DIC, rendendo le masse

danno luogo alla formazione di DIC,

rendendo le masse d’acqua leggermente

d’acqua leggermente più acide rispetto a quelle superficiali. Questo

più acide rispetto a quelle superficiali.

aumento in acidità insieme alla aumento di pressione spiega in parte

Questo aumento in acidità insieme alla

aumento di pressione spiega in parte

perché il detrito formato da carbonato di calcio si scioglie più facilmente in

perché il detrito formato da carbonato

di calcio si scioglie più facilmente in

profondità. Le#acque#profonde#oceaniche#non#sono#il#punto#di#arrivo#finale#dell’anidride#carbonica#

profondità. a#causa#degli#scambi#d’acqua#fra#la#superficie#e#l’oceano#profondo.#Nelle#regioni#di#

upwelling#e#downwelling##vi##è#un#mescolamento#tra#le#diverse#masse#d’acqua#e#dato##

l’andamento#della#circolazione#termoalina#una#relativamente#grande#quantità#di##

Le acque profonde oceaniche non sono il punto di arrivo finale dell’anidride carbonica a causa degli scambi d’acqua fra la

carbonio#ritorna#nelle#regioni#superficiali#del#Oceano#Pacifico#settentrionale#e#dell’Oceano

superficie e l’oceano profondo. Nelle regioni di upwelling e downwelling vi è un mescolamento tra le diverse masse

Indiano.

d’acqua e dato l’andamento della circolazione termoalina una relativamente grande quantità di carbonio ritorna nelle

regioni superficiali del Oceano Pacifico settentrionale e dell’Oceano Indiano.

Per#l’azione#congiunta#di#processi#fisici,#biologici#e#chimici,#un#atomo##di#carbonio#risiede#n

mediamente#per#circa#1000#anni.

Per l’azione congiunta di processi fisici, biologici e chimici, un atomo di carbonio risiede nell’oceano mediamente per circa Flussi#di#carbonio#a

1000 anni. Aria:mare#nell’Oce

Estate#boreale :Formazione#di#acq

:La#NADW#può#ragg

Flussi di carbonio all’interfaccia Aria-mare nell’Oceano Atlantico: superficie#in#corrisp

Convergenza#Antar

Formazione di acque profonde

- :Non#è#chiaro#il#ruo

La NADW può raggiungere la superficie in corrispondenza

- dall’oceano#meridio

della Convergenza Antartica. sink#di#CO .#

2

Non è chiaro il ruolo giocato dall’oceano meridionale: source

- :La#pompa#biologic

Nord#Atlantico#data

o sink di CO .

2

La pompa biologica è attiva nel Nord Atlantico data la

- stagione.

Esempio di transetto dell’atlantico NADW trasporta anidride carbonica e quando incontra AABW rilascia l’anidride

carbonica che aveva prelevato nell’emisfero boreale, creando delle zone di sinking. La pompa biologica che molto attiva

nel nord atlantico durante l’estate boreale, situazione inversa durante l’inverno boreale.

AABW Rilascia CO in atmosfera.

2

Ciclo#del#carbonio#terrestre#+#marino

Ciclo del carbonio terrestre + marino: Serbatoi Oceano profondo, oceano superficiale, sedimenti

marini, suoli, atmosfera, biomassa vegetale.

I cicli terrestri e marini del carbonio hanno tempi molto differenti

fra loro: da pochi giorni a centinaia di migliaia di anni.

Una parte di C però rimane intrappolata nei sedimenti e nel corso

del tempo geologico forma diverse tipologie di rocce.

Serbatoi:#

Oceano#profondo# Il tempo di residenza del carbonio nei serbatoi geologici è

Oceano#superficiale#

Sedimenti#marini# dell’ordine di 100-200 Ma.

Suoli#

Atmosfera#

Biomassa#vegetale

Serbatoi#x10 kgC#Flussi#x10 kgCy

12 12 ;1# 93

Alcalinità

In acqua di mare, l’alcalinità può essere definita come un eccesso di basi (accettori di protoni) rispetto agli acidi

(donatori di protoni).

3- 32- 4- - 43- 42- 3- + −

A = [HCO ] + 2[CO ] + [B(OH) ] + [OH ] + 2[PO ] + [HPO ] + [SiO(OH) ] − [H ] − [HSO ]

T T T T T T T T sws 4

Acqua di mare salinità = 35 o/oo; pH=8,1; T=25°C

− −2 − − −3 −2 − + −

A = [HCO ] + 2[CO ] + [B(OH) ] + [OH ] + 2[PO ] + [HPO ] + [SiO(OH) ] − [H ] − [HSO ] − [HF]

T 3 T 3 T 4 T T 4 T 4 T 3 T 4

Fosfati e silicati (nutrienti) sono trascurabili. A pH = 8.1 [HSO4−] e [HF] sono anch’essi trascurabili.

3- −2 − − +

A = [HCO ] + 2[CO ] + [B(OH) ] + [OH ] − [H ]

T T 3 T 4 T T

A =1830+2*270+100+10−0.01

T

A = 2480 µmol.kg−soln

T

L’aggiunta o la rimozione di CO alla soluzione non cambia l’alcalinità in quanto la reazione produce lo stesso numero di

2

ioni equivalenti. 3- +

A valori di pH neutro : CO + H O HCO + H

2 2 32- +

A valori di pH elevato : CO + H O CO + 2H

2 2

L’aggiunta di CO2 alla soluzione in contatto con un solido può influenzare l’alcalinità, specialmente nel caso di carbonati

2+ 32-

in contatto con l’acqua marina e sotterranea. La dissoluzione dei carbonati aggiunge alla soluzione Ca e CO . Il primo

non influenza l’alcalinità mentre il secondo la fa aumentare di 2 unità.

L’alcalinità totale è la capacità tampone delle acque naturali ed è uguale alle cariche di tutti gli ioni deboli in soluzione. Si

tratta di una proprietà fisico-chimica importante per processi chimici e biologici. Cambiamenti nella carica totale positiva

per alterazione nei rapporti cationici sono accompagnati da uno spostamento nell’alcalinità totale.

Il contributo dovuto all’alcalinità dell’acqua marina da parte dei carbonati è chiamato alcalinità carbonatica (carbonate

alkalinity). Gli anioni dominanti di acidi deboli in acqua di mare sono i bicarbonati e i carbonati. Carbonate alkalinity =

Total alkalinity.

I principali effetti dello scambio di materiale nel sistema sono guadagno o perdita di anidride carbonica o di carbonato di

calcio. 94

Le variazioni nella P CO nelle acque oceaniche superficiali son influenzate da 2 fattori:

2

Produzione primaria Consumo in primavera ed estate, rigenerazione durante il periodo invernale

- Cambiamenti di temperatura Solubilità dei gas.

- L’influenza dei fattori biologici ed abiologici è ancora in discussione.

La precipitazione di carbonato di calcio fa diminuire l’alcalinità totale (TA). La TA è una misura della calcificazione.

Fotosintesi e respirazione cambiano la concentrazione del carbonio inorganico disciolto (DIC). Il DIC in un campione di

acqua può essere calcolato tramite il pH e la TA.

Variazioni verticali

L’andamento dei profili in acque profonde dipende principalmente da:

Flusso di materia organica dall’alto

- Velocità di dissoluzione del carbonato di calcio

- Caratteristiche e aspetti della circolazione profonda.

-

I maggiori aspetti della distribuzione dell’alcalinità negli oceani sono:

Incremento nelle acque fredde delle alte latitudini rispetto alle acque calde superficiali delle basse latitudini.

- Incremento relativo nelle acque profonde rispetto a quelle di superficie.

-

Queste variazioni sono importanti perché possono essere collegate alla produzione e dissoluzione del carbonato di calcio

negli oceani.

Acque calde basse latitudini Relativamente bassa alcalinità collegata alla rapida crescita di organismi con guscio

- calcareo e l’associato utilizzo di nutrienti nella produttività primaria.

Acque profonde Incremento nell’alcalinità riflette la presenza di un eccesso di calcio, che è rilasciato

- dall’incrementata dissoluzione dei carbonati.

Nei tempi geologici il pH è controllato dall’equilibrio chimico fra l’acqua marina e i minerali dei sedimenti marini. In tempi

compresi tra 100 e 1000 anni, il pH è controllato dagli scambi nell’equilibrio del sistema anidride carbonica.

Continental shelf pump

Acque superficiali costiere più fredde delle acque di mare aperto;

- L’assorbimento a livello mondiale con tassi simili a quelli del Mare Cinese orientale stimato è pari a circa 1GtC/y:

- Il mescolamento isopicnale (advection & diffusion) trasporta le acque più dense, specialmente quelle di fondo

- arricchite in DOC e POC, nello strato sub-superficiale dell’oceano aperto;

Il trasporto continua nello strato sotto il picnoclino anche nella stagione calda;

- Il raffreddamento produce acque più dense che, associate all’attività fotosintetica accelerano i processi di

- assorbimento di CO ;

2

La CO assorbita è trasformata in carbonio organico e rigenerata nelle acque più superficiali.

- 2 CO CO

2 2

CO 2 Denser#coastal#water

Sea floor CO 2 Physical pump

Biological pump

Continental shelf pump 95

Le regioni subtropicali, in genere poco studiate, potrebbero essere una componente significativa del ciclo del carbonio

delle zone costiere oceaniche a causa dell’importante accumulo di carbonati che producono rilascio di CO disciolta con

2

un possibile ulteriore trasferimento in atmosfera.

Il modello del Mare Cinese orientale è applicabile al Mediterraneo? Le stesse misure sono state fatte sulla piattaforma

continentale europea nel Golfo di Biscaglia. Si è visto che la piattaforma europea costituisce una zona di sinking per

l’anidride carbonica. Attenzione però: in entrambi i casi ci troviamo in zone temperate! La stessa cosa nelle zone tropicali

produce invece una sorgente di anidride carbonica.

Il raffreddamento produce acque più dense che, associate all’attività fotosintetica accelerano i processi di

- assorbimento di CO .

2

La CO assorbita è trasformata in carbonio organico e rigenerata nelle acque più superficiali.

- 2

Il mescolamento isopicnale (advection & diffusion) trasporta le acque più dense, specialmente quelle di fondo

- arricchite in DOC e POC, nello strato sub-superficiale dell’oceano aperto.

Quindi per fare un bilancio dell’anidride carbonica nell’oceano devo fare una somma tra pompa biologica, pompa fisica e

Continental Shelf Pump. Esiste una zona di pompa di piattaforma continentale in mediterraneo? Esistono delle zone con

comportamento analogo. Di sicuro esiste una circolazione antiestuarina che fa convergere l’anidride carbonica verso

l’Oceano Atlantico.

Non si sa con precisione come sia in bilancio alle profondità intermedie perché servirebbe una stazione di rilevamento

che rimanga fissa in un punto, quindi è di difficile analisi. Il carbonio che raggiunge i fondali e si instaura nei sedimenti

dipende dalla quantità di carbonio prodotto in superficie dalla produttività primaria Ciò influenza molto la potenzialità

delle rocce di diventare serbatoi di carbonio organico (presenza di olio e petrolio sedimenti marini con grande quantità

di fitoplancton).

La corrente termoalina dall’atlantico si carica di nutrienti e li trasporta in Pacifico. In effetti guardando così l’atlantico è

un “deserto” di nutrienti, poiché tutti vanno a finire nel Pacifico. Stessa cosa avviene nel mediterraneo a causa della

circolazione termoalina che trasporta i nutrienti verso Gibilterra. Un giorno la situazione potrebbe ribaltarsi di nuovo.

Bilanci:#

Bilanci: :La#dissoluzione#di#rocce#carbonatiche#rimuove#un#atomo##di#carbonio#dall’atmosfera;#

La dissoluzione di rocce carbonatiche rimuove un atomo di carbonio dall’atmosfera. La precipitazione di minerali

- La#precipitazione#di#minerali#carbonatici#in#oceano#rilascia#una#molecola#in#atmosfera;#

carbonatici in oceano rilascia una molecola in atmosfera. Dissoluzione e precipitazione di carbonati non cambiano il

DISSOLUZIONE#E#PRECIPITAZIONE#DI#CARBONATI#NON#CAMBIANO#IL#BILANCIO#

:La#dissoluzione#di#rocce#contenti#silicati##rimuove#2#atomi#di#carbonio#dall’atmosfera;#

bilancio. :La#precipitazione#di#carbonati#rilascia#1#solo#atomo#in#atmosfera.#

La dissoluzione di rocce contenenti silicati rimuove 2 atomi di carbonio dall’atmosfera.

- :Il#seppellimento#di#questi#carbonati#rimuove#carbonato#dal#ciclo#del#carbonio#marino#e#

La precipitazione di carbonati rilascia 1 solo atomo di carbonio in atmosfera.

- terrestre#e#rappresenta#un#diminuzione#della#CO #atmosferica.#

2

Silicati>>Carbonati##rimuovono#0,03x10 #kgC/anno#

12

Il seppellimento di questi carbonati rimuove carbonato dal ciclo del carbonio marino e terrestre e rappresenta una

- Attività#vulcanica#rilascia#0,02#x#10 #kgC/anno

12

diminuzione della CO atmosferica.

2

L’effetto climatico globale del sistema CO oceanico

2

1) Quando il diossido di carbonio entra nell’oceano viene utilizzato nella fotosintesi e inoltre prende parte alla

complessa chimica dell’acqua.

2) Gli oceani stessi sono un grande ricevitore per l’eccesso di CO atmosferica ed in realtà la concentrazione della CO

2 2

nell’atmosfera è determinata dagli oceani.

3) Effetto dovuto alla presenza di CO nell’atmosfera (permette il passaggio della radiazione solare ma ne impedisce

2

l’uscita con riscaldamento dell’atmosfera, stessa greenhouse effect).

Con ciò, chiaramente, cambiamenti nella concentrazione della CO atmosferica possono avere implicazioni climatiche (ad

2

esempio, la maggiore causa delle fluttuazioni climatiche associate con l’età glaciale).

Grafici con rapporto isotopico delta O-18: Rappresentazione dei rapporti isotopici su carote di ghiaccio che evidenziano

valori di CO delle bolle d’aria contenute nel ghiaccio durante ultimo massimo interglaciale. Si determinano i valori della

2

CO in ghiaccio, in acqua marina e la temperatura dell’oceano profondo. Sappiamo che le glaciazioni sono originate da

2

scarsa quantità di radiazione solare che raggiunge la superficie terrestre. Durante le glaciazione quando cambia la

96

radiazione solare, le acqua si raffreddano e si ghiacciano,

aumentando anche la capacità dell’acqua oceanica di

intrappolare CO . Conseguentemente dopo il picco di

2

glaciazione l’oceano torna a espellere CO .

2

Quindi cosa è venuto prima? CO intrappolata o espulsa?

2

Con un bilancio della variabilità della CO in base alla salinità e

2

alla temperatura dell’acqua di mare vedo che non è sufficiente

una differenza di temperatura per spiegare questo processo.

Bisogna quindi considerare la presenza di nutrienti nelle acque

durante le fasi di glaciazione Ruolo delle biomasse

oceaniche nel determinare la quantità di CO atmosferica.

2

Ipotesi: fase di trasgressione marina Aumento produttività

primaria con incremento CO superficiale a causa della

2

maggiore quantità di nutrienti che vengono dalla piattaforma

continentale divenuta subaerea, esposta ora a weathering

(Tutto questo problema deriva dal fatto che questi salti nelle

curva isotopiche non possono essere giustificati solo dalla

pompa fisica). Il#problema:#prima#l’uovo#o#la#gallina?

Capire i fattori che hanno causato le variazioni glaciali/interglaciali nei livelli di CO atmosferica:

2

1) L’oceano contiene circa 60 volte più CO dell’atmosfera quindi la CO atmosferica dipende dalla chimica dell’oceano.

2 2

Tuttavia l’abbassamento della temperatura e l’aumento della salinità (entrambi agiscono sulla solubilità della CO )

2

non possono spiegare le variazioni della CO atmosferica fra glaciale e interglaciale.

2

2) È necessario invocare altri cambiamenti nella chimica delle acque ed in particolare quelli dovuti all’attività biologica.

Ruolo delle biomasse oceaniche nel determinare la quantità di CO atmosferica – Aumento nella biological pump

2

Ipotesi di Broecker, 1982:

La concentrazione di fosfato negli oceani durante i periodi glaciali era più alta rispetto all’attuale, questo a causa

dell’apporto di nutrienti da sedimenti ricchi in materia organica depositatisi nelle regioni in piattaforma durante la

trasgressione marina associata con l’interglaciale precedente (fase di high stand).

La più alta concentrazione di fosfati avrebbe causato un più grande impoverimento di CO totale e così di P CO nelle

2 2

acque superficiali oceaniche. Da ciò un decremento nella CO atmosferica durante i periodi glaciali.

2

La velocità nel cambiamento di CO associata con il cambiamento in fosfati sarebbe comunque troppo lenta. Dati recenti

2

mostrano (bolle d’aria nel ghiaccio) che variazioni dell’ordine di 50-100 ppm nella CO atmosferica potrebbero essere

2

avvenute in appena 100 anni.

Sarmiento e Toggweiler 1984 – Physical and biological pump

I cambiamenti nella CO risulterebbero legati a variazioni nel livello dei nutrienti nelle acque delle alte latitudini. Queste

2

acque di area relativamente piccola sono importanti per il budget della CO atmosferica perché sono in rapido scambio

2

con grandi volumi d’acqua profonda (75% del volume degli oceani interagisce con l’atmosfera attraverso meno del 4%

della superficie oceanica alle alte latitudini).

Fosfati e nitrati sono abbondanti in queste acque e qui l’attività biologica è governata oltre che dalla disponibilità in

nutrienti anche da cambiamenti in produttività e apporto di nutrienti stessi.

Esempio: mescolamenti verticali rapidi associati con la formazione di acque profonde, con produttività biologica costante,

potrebbero portare ad un abbassamento della concentrazione dei nutrienti superficiali e conseguentemente ad un

abbassamento del livello di CO nell’atmosfera.

2

Secondo Siegenthaler (1986) un tale meccanismo porterebbe a cambiamenti dell’ordine di 50-100 ppm alla scala di un

centinaio d’anni. Il modello delle high latitude consente cambiamenti nella produttività, ma ciò non è fondamentale.

La produttività può rimanere costante e sono i processi di mescolamento verticale delle acque a portare ad un

abbassamento della CO atmosferica.

2

Mix (1989)

Influenza a lungo termine delle variazioni nella produttività sulla concentrazione della CO nell’atmosfera.

2

Premessa:

1) La concentrazione di CO atmosferica è variata nelle ultime centinaia di migliaia di anni di circa il 40%.

2

2) Poiché la maggior parte del carbonio usufruibile negli scambi risiede nei mari profondi, la causa delle variazioni nella

CO atmosferica deve essere ricercata nelle profondità oceaniche.

2

La distribuzione del carbonio negli oceani è collegata a diversi fattori: Produttività biologica; Discesa e processi di

degradazione della materia organica e del carbonato di calcio; Aspetti della circolazione oceanica. 97

Valutazione degli aspetti spaziali dei cambiamenti in produttività per mezzo della distribuzione delle specie di foraminiferi

planctonici nei sedimenti attuali e dell’epoca glaciale.

Risultati: Durante l’età glaciale la “prima produttività” era maggiore di circa il 40% per l’intero oceano atlantico e di circa

il 90% per le regioni equatoriali, nei confronti dell’attuale.

Se tali cambiamenti sono estrapolati all’oceano mondiale una significativa porzione dei cambiamenti nella concentrazione

delle CO sono derivati dalle variazioni nella produttività biologica negli oceani.

2

Il futuro che verrà

Predizione sull’impatto ambientale che l’eccesso di CO avrà sul sistema oceano e in generale sul clima globale. 3 fasi

2

nella “cattura” da parte dell’oceano della CO in eccesso:

2

1) Lo strato superficiale, ben mescolato e relativamente sottile si metterà velocemente in equilibrio con la CO 2

atmosferica.

2) Il mescolamento verso il basso e la caduta di particelle organiche porteranno il carbonio in profondità.

3) Nel momento in cui il contenuto in CO dell’oceano aumenterà, le masse d’acqua, oggi sovrassature nei confronti dei

2

carbonati diverranno sottosature e i carbonati in contatto con esse cominceranno a dissolversi.

Le velocità a cui il ciclo del carbonio lavora sono state valutate usando isotopi del carbonio ed i risultati sono stati

utilizzati in una grande varietà di simulazioni delle condizioni naturali.

Secondo Broecker e Peng (1982):

Tempi richiesti per il riequilibrio del sistema variata la CO atmosferica:

2

1) Superficie dell’oceano = 1 anno

2) Strato interessato dal termoclino = Diverse decine di anni

3) Profondità oceaniche = Centinaia di anni

Il termoclino agisce come barriera e l’equilibrio fra atmosfera ed oceano verrà raggiunto dopo diversi secoli.

La dissoluzione della calcite nei sedimenti oceanici, con il conseguente innalzamento nell’alcalinità, interessa oggi con le

acque profonde e potrà raggiungere le acque superficiali in un tempo stimabile in diverse migliaia di anni. In seguito

l’eccesso di calcio rilasciato dai carbonati verrà rimosso dagli oceani nell’arco di diverse decine di migliaia di anni. 98

FATTORI BIOTICI, CATENE TROFICHE, RIPRODUZIONE

Si possono distinguere reazioni omotipiche, ovvero quelle interazioni che si manifestano tra gli individui e che possono

riguardare quelle intercorrenti tra gli organismi della stessa specie, e reazioni eterotipiche, ovvero quelle fra organismi

appartenenti a specie diverse.

Un esempio di reazioni omotipiche è dato dalla competizione intraspecifica.

Invece, esempi di reazioni eterotipiche (sinecologia) possono erssere:

- Simbiosi Il tipico esempio di simbiosi è quelllo tra gli anemoni e i pesci pagliaccio.

- Commensalismo

- Cooperazione

- Competizione Si possono distinguere: competizione per interferenza diretta e competizione per sruttamento. La

competizione inoltre può essere intraspecifica o interspecifica: le specie possono entrare in competizione anche per

il substrato.

- Predazione (anche erbivora)

- Parassitismo

- Colonialismo

- Gregarismo

- Mutualismo

- Amensalismo In ecologia è un tipo di interazione tra specie viventi in cui una impedisce e diminuisce il successo

di un’altra, senza però allo stesso tempo trarne vantaggio né svantaggio. Questo può accadere se un organismo

secerne un prodotto chimico come parte del suo normale metabolismo che ha un effetto negativo sul secondo

organismo.

- Protocooperazione Anche senza che una delle due specie se ne renda conto.

Competizione intraspecifica ed interspecifica per il substrato:

Competizione intraspecifica e interspecifica per il substrato

Zonazione verticale

su

substrato roccioso

Zonazione verticale su substrato roccioso Implica che ogni

Ogni specie occupa

specie occupi un determinato livello con gregarismo evidente.

un determinato

livello con

gregarismo evidente

Zonazione verticale su mangrovie: distribuzione delle specie

e degli ecomorfi in funzione della marea

Zonazione verticale su mangrovie: distribuzione

delle specie e degli ecomorfi in funzione della

marea.

Effetto della densità degli individui e della taglia sull’output riproduttivo e sulla sopravvivenza. Si nota una notevole

perdita di individui che riescono a raggiungere l’età adulta in relazione alla densità e alla taglia degli individui stessi

(numero di individui per metro quadrato). Al crescere del numero di individui poi si nota che la loro dimensione

diminuisce a causa della mancanza di spazio disponibile alla crescita. Questo costituisce un classico esempio di

competizione all’interno della stessa specie. 99

Effetto della densità di individui

Effetto della densità e e sopravvivenza.

taglia sull’output P.cochlear in aree a differente

riproduttivo densità (top) e percentuale

P.cochlear versus peso

del corpo (top) della popolazione sulle

e versus densità di conchiglie adulte.

individui (bottom)

In caso di competizione interspecifica i diagrammi mostrano l’effetto della sopravvivenza di una specie in presenza di

un’altra in competizione. Superando il limite potenziale di sopravvivenza la situazione viene pesantemente condizionata

Non si deve considerare solo il fattore biotico sulla sopravvivenza, ma anche altri fattori abiotici.

Nel primo esempio ci sono delle colonie separate, nel secondo le colonie sono unite e nelle zone adiacenti gli individui in

prossimità del contatto hanno problemi, mentre spostandosi dalla zona di contatto non ci sono più problemi alla

sopravvivenza. Feeding rates in due specie di briozoi

Onychosella alula e Antropora tincta

utilizzando materiale radioattivo

Colonie separate, colonie a contatto;

distanza misurata dalla zona di contatto

effetti della competizione

interspecifica.

Balanus versus Chthamalus

Commensalismo Esempio: bivalvi e policheti (lontane dai predatori) che vivono sfruttando le pareti delle gallerie

create da un crostaceo. Può però anche esserci assenza di competizione nella stessa area dovuta a nicchie ecologiche

differenti (esempio di due specie diverse di cormorani che si nutrono di organismi di specie diverse).

Callianassa californiensis

Nella prima immagine: rilievi, zone depresse e gallerie prodotte da nella zona di marea. Il

Spio sp Crypromya sp

polichete . scava le sue gallerie solo sott’acqua; il bivalve . scava la parete delle camere create dal

Urechis caupo Clevelandia ios

crostaceo. Nella seconda immagine: nel tubo dell’echiuride vivono il gobide , il polichete

Hesperonoe adventor Scleroplax granulata

e il granchio .

Commensalismo Commensalismo

Rilievi, zone depresse e

gallerie prodotte da

Callianassa Nel tubo dell’echiuride

californiensis nella zona Urechis caupo

di marea. Il polichete vivono il gobide

Spio sp. scava le sue Clevelandia ios, il

gallerie solo sott’acqua. polichete Hesperonoe

Il bivalve Cryptomya adventor e il

sp. scava la parete granchio Scleroplax

delle camere create dal granulata

crostaceo. 100

Predazione Il numero dei predatori non può essere alto come quello delle prede. Il numero della popolazione tende a

subire fluttuazioni, soprattutto quando il numero delle prede tende a diminuire, allora anche il numero dei predatori

diminuisce. Ci possono essere esempi di predazione anche senza trovare evidenze di predatore. Fori di gasteropodi

carnivori muricidi e naticidi. Evidenze di predazione si ritrovano ad esempio nel guscio rotto degli organismi.

Parassitismo Esempio di gasteropodi che parassitano molluschi. Per ogni specie possono esistere specie

corrispondenti specifiche di relazione tra parassiti. Anche nel caso di parassitismo posso ritrovare parassitismo in assenza

di parassiti.

Ricostruzione della catena alimentare o catena trofica Si basa su produttori primari (organismi autotrofi), organismi

eterotrofi (erbivori, carnivori, parassiti, necrofagi), decompositori (funghi e batteri) e trasformatori (batteri). La catena

trofica può essere estremamente complessa e un organismo può incidere in più punti diversi della catena trofica, come

nel caso dell’aringa o delle meduse. C’è oggi la tendenza alla diminuzione della complessità della catena trofica a causa

della forte attività di pesca dell’uomo, anche nel Mediterraneo; all’apice della catena trofica posso trovare la medusa al

posto dell’aringa. La medusa incide fortemente su tutta la catena trofica.

Nel bilancio di quantità di materia organica notiamo che la maggior parte è presente nell’interfaccia acqua-sedimento,

mentre se ne trova poca in prossimità del substrato.

Riproduzione

La riproduzione può essere di diversi tipi:

- Riproduzione asessuale Divisione cellulare senza coinvolgimento di altre cellule. In parecchi animali unicellulari la

divisione cellulare si alterna con la fusione cellulare in ritmi regolari (foraminiferi) o irregolari (diatomee), con

alternanza di generazioni.

- Riproduzione vegetativa Separazione di strutture multicellulari da un organismo genitore. Tipico processo

presente nelle piante ed in alcuni phyla animali primitivi, anche con alternanza di generazioni. Se il germoglio

generato non si separa dalla madre, si ha la formazione di una colonia (idrozoi, coralli, briozoi, emicordati).

- Riproduzione sessuale Una cellula fertilizza un’altra cellula. In questo modo il prodotto della fusione è capace di

dar luogo ad un altro individuo. La fusione può avvenire sia internamente che esternamente. In numerosi animali

acquatici il rilascio delle uova e degli spermatozoi avviene direttamente nell’acqua, in altri le uova possono essere

fecondate dagli spermatozoi liberati precedentemente nell’acqua all’interno di una camera incubatrice dell’individuo

101

che le ha prodotte. Lo sviluppo dell’animale adulto può avvenire in modo diretto oppure attraverso uno o più stadi

intermedi.

- Partenogenesi È una variante della riproduzione sessuale in cui non è richiesta una precedente fertilizzazione

perché le uova sviluppino nuovi individui.

A seconda della specie e dell’ambiente, il numero di uova emesse varia: 102

BIONOMIA BENTONICA

Zonazione biologica dell’ambiente marino

C’è la presenza di 2 orientamenti diversi:

- Nello spazio = Approccio biogeografico e approccio ecologico

- Nel tempo = Dinamica ciclica e dinamica sequenziale

Lo studio può essere condotto sia a livello di comunità (approccio sinecologico) sia di singole specie (approccio

autoecologico) sia della dinamica dello loro popolazioni (approccio demoecologico).

L’approccio sinecologico è senza dubbio il più utilizzato, e di conseguenza viene usata in questo caso, come unità

descrittiva della binomia il popolamento, che viene trattato a livello di singola unità.

Due sono le teorie principali:

- Comunitaria Interazione tra le specie ad evidenziare unità plurispecifiche, autoregolantesi ed integrate.

- Individualista Ogni specie subisce il gradiente ambientale in modo autonomo senza relazione con le specie vicine.

Le abbondanze nella fauna di taxa differenti sii

manifestano in gruppi distinti e coincidono

con limiti ambientali

Le abbondanze non sono correlate fra

loro con massimi separati lungo un

gradiente ambientale.

Zonazione bionomica fondata sulle caratteristiche sinecologiche

1) Modello di Petersen o della comunità

Secondo Petersen (1918), l’unità di popolamento era la comunità individuata in base alle specie-pilota, le più abbondanti

e ponderalmente dominanti, frequenti e con una distribuzione omogenea nell’area esaminata. Non si parla

assolutamente dell’ambiente nel quale insistono queste comunità. L’intenzione iniziale di Petersen era quella di cercare

unità statistico-descrittive per fornire un quadro generale della distribuzione degli animali sul fondo marino. La comunità,

studiata esclusivamente tramite l’uso di campionatori a volume costante (benne), è fondata sulla specie animali più

numerose, più caratteristiche, senza, almeno all’origine, alcuna intenzione di farne unità di tipo ecologico. Fondamentale

per un tale tipo di studio è il campionamento quantitativo ed il trattamento statistico dei dati.

Thorson Parallelismo nelle comunità a Macoma nell’emisfero boreale. Le comunità sono formate da specie diverse per

più appartenenti allo stesso genere.

Vatova (Adriatico) Specie e stazioni di campionamento: abbondanza e biomassa per unità di volume. Profondità della

stazione e tipo di sedimento.

2) Modello di Peres e Picard

Il concetto di biocenosi: raggruppamento di esseri viventi corrispondente per la sua composizione, per il numero delle

specie e degli individui a certe condizioni medie dell’ambiente, raggruppamento d’esseri che sono collegati da una

dipendenza reciproca e si mantengono e si riproducono in un certo ambiente in modo permanente.

- Biotipo L’area geografica di superficie o di volume variabile sottomessa a condizioni le cui dominanti sono

omogenee.

- Enclave L’esistenza locale e legata a ragioni microclimatiche di una biocenosi all’interno della superficie occupata

da un’altra biocenosi.

- Facies Predominanza locale di certi fattori ecologici che comportano la presenza esuberante di una o di un piccolo

numero di specie senza che per questo la composizione qualitativa della biocenosi sia alterata.

Il modello di Peres e Picard vede come fattori condizionanti i popolamenti marini:

- Fattori abiotici Fissano i limiti d’estensione dei piani delle biocenosi, delle facies. Fattori climatici, localizzazione

nel piano: umettazione (apporti d’acqua/evaporazione); penetrazione quali-quantitativa della radiazione solare;

pressione ed altri da precisare (per i piani del sistema profondo). N.B. Se i fattori climatici esistono da soli, non si

avrà che una sola biocenosi climatica per piano, o meglio una serie di biocenosi climatiche determinate dai fattori

biotici che sfoceranno sempre in una biocenosi climatica ultima e stabile: climax. Ciò praticamente non avviene mai.

- Fattori edafici Che vengono a livello locale a perturbare o soppiantare i fattori climatici specialmente in relazione

al substrato. Correnti di fondo troppo violente, stagnazione esagerata delle acque; Torbidità dell’acqua; Apporti di

acqua dolce; Natura fisica (solida o mobile) o chimica del substrato, disequilibrio nel ritmo sedimentario; Contatti

con masse d’acqua anormalmente calde o fredde. La molteplicità delle biocenosi risulta proprio dall’azione congiunta

dei fattori climatici ed edafici. Facies > Degradazione Rimpiazzamento

- Fattori biotici Modificano i fattori abiotici e condizionano l’equilibrio della biocenosi. Modificazione della natura del

substrato con sostituzione di una biocenosi con un’altra; Tempo e velocità di installazione delle diverse specie,

competizione per il substrato; Modificazione nell’equilibrio tra predatori e prede a creare delle pseudo-facies;

Spostamenti legati alla nutrizione o alla riproduzione.

L’analisi di un insieme di biocenosi permette di classificare le prede in 3 categorie fondamentali:

- Specie caratteristiche Possono essere suddivise in esclusive, ovvero localizzate per abbondanza e dominanza nel

biotopo investigato, e preferenziali, ovvero nettamente più abbondanti nel biotopo considerati che in altri dove sono

considerate accompagnatici

- Specie accompagnatrici Presenti normalmente nel biotopo considerato come in altri. Si possono distinguere

specie localizzate al piano (caratteristiche del piano), specie indicatrici di un dato fattore edafico, e specie

indifferenti, ubiquiste, a larga ripartizione.

- Specie accidentali Esclusive di una specifica biocenosi e presenti: in piccolo numero e sporadicamente nel biotopo

considerato (stadi giovanili), oppure in stato di vitalità ridotto.

Fattori edafici che tendono a modificare l’aspetto del fattore

climatico dando luogo a un interazione per cui il sistema

risulta più complesso rispetto a quello che uno si potrebbe

aspettare.

L’illuminazione influenza il piano infralitorale con una serie di

biotopi che sono fortemente legati agli aspetti

dell’idrodinamismo (biotopi protetti e biotopi esposti rispetto

all’idrodinamismo). Da situazioni con correnti molto deboli,

biotopo delle lagune eurialine ed euriterme, poi via via che

l’idrodinamismo aumenta si passa da questi ambienti molto

calmi ad ambienti di sabbie e fanghi di ambiente calmo, un

luogo nel quale il substrato è legato alla presenza di

granulometria fangosa e sabbiosa, poi situazione climax

ambiente sabbioso della prateria oceanica, infine ambienti con

biotopi delle sabbie fini ben selezionate, dove l’azione del

moto ondoso ha ristretto la classe dimensionale e l’ultimo

biotopo delle sabbie fini di alto livello, battigia.

C’è la presenza di più biotopi e biocenosi in

funzione di illuminazione ed idrodinamismo. La

freccia arancione indica un biotopo particolare

sabbie grossolane con correnti di fondo, risente

dell’idrodinamismo delle correnti uni o bidirezionali

che caratterizzano il fondo marino. Per quanto

riguarda il dominio marino bentonico si dà più

importanza al substrato, per altri era

semplicemente descrittivo dell’ambiente in cui

vivevano gli organismi.

Un altro aspetto che usano per il loro modello, dato

che trattavano di substrati mobili, dovevano

utilizzare uno strumento unico per prelevare

quantità note di sedimento, confrontando le diverse

stazioni e campionando tutta la macrofauna

presente. Devono omogeneizzare il più possibile i dati dalle diverse stazioni ed essere sicuri di campionare tutta la fauna

presente. Il volume minimo è la quantità minima di acqua che si deve analizzare per essere sicuri di aver preso in carico

tutta la fauna presente in quella stazione. Loro utilizzano la draga che trascinano sul fondo e si riempie di sedimento,

meno preciso rispetto alla benna, ma più veloce. Vanno a campionare quante specie sono presenti in un decimetro cubo,

via via così analizzando le specie trovate che possono essere comuni o meno tra i vari decimetri cubi analizzati, fino che

3

la curva disegnata non tende all’asintoto, intorno ai 25 dm , in questo caso avrò trovato tutta la fauna che vive in quel

biotopo. Per cui è uno strumento che permette di paragonare tra loro le diverse stazioni. Dopo hanno analizzato i

campioni presi e in funzione della caratteristica del biotopo alcune specie sono presenti in un determinato biotopo e non

in altri, sono dette specie caratteristiche che possono essere esclusive, localizzate per abbondanza e dominanza nel

biotopo investigato e preferenziali nettamente più abbondanti nel biotopo considerato che in altri dove sono considerate

accompagnatrici. Queste ultime possono essere localizzate al piano (quantità di luce), indicatrici di un particolare fattore

edafico, o a larga ripartizione, ubiquiste; non si riconosce il loro significato preciso, non si sa quale è il fattore edafico,

climatico o biotico che caratterizza la loro presenza. Le specie accidentali sono le specie che si ritrovano in una biocenosi

in numero ridotto e a livello di stadio giovanile, che non è la loro specie di appartenenza, la vongola è caratteristica dei

fondi sabbiosi, ma la posso trovare in un altro biotopo, in questo caso è accidentale. Un piccolo numero di esemplari tutti

allo stadio giovanile. Dal punto di vista riproduttivo gli invertebrati marini hanno uno sviluppo legato allo stadio larvale, in

cui la larva scende sul fondo per andare incontro alla metamorfosi, se il fondo non è adatto al suo biotopo alla specie

adulta io troverò solo larve, esemplari giovanili perché da adulte vengono poi eliminate. Si identificano una serie di

biocenosi che sono quelle che caratterizzano il piano sopralitorale e mediolitorale.

- Piano sopralitorale Organismi che esigono o sopportano una emersione continua (umidità). L.S. = Varia a

seconda dell’esposizione dell’agitazione del mare. L.I. = Al di sopra del livello raggiunto dalle più alte maree.

- Piano mediolitorale Organismi che non sopportano immersioni continue. L.S. = Livello raggiunto dalle più alte

maree. L.I. = Livello raggiunto dalle più basse maree.

- Piano infralitorale Organismi che esigono una immersione perenne. L.I. = Livello in cui possono ancora vivere le

alghe fotofile e le fanerogame marine (35-50 m acque limpide).

- Piano circalitorale Caratterizzato per lo più dalla componente faunistica. L.I. = Massima profondità alla quale

possono vivere le alghe sciafile (180 m in mari particolarmente limpidi).

- Piano batiale Popolamenti che occupano la scarpata continentale e i fondi a dolce pendenza alla base di questa.

- Piano abissale Popolamenti che occupano le piane abissali, scomparsa delle specie euribate, fauna rinnovata

rispetto alla fauna batiale.

Popolamenti

Aspetto classico della distribuzione dei popolamenti bentonici della platea continentale e della parte superiore della

scarpata del Mediterraneo:

Zonazione dei popolamenti bentonici secondo Peres e Picard:

I popolamenti non climatici non sono strettamente legati ad un piano ed un esempio è la biocenosi delle sabbie

grossolane fini che la possiamo trovare nel piano infralitorale e circalitorale. Non climatici vuol dire che non è un fattore

climatico quello che ne definisce la presenza (temperatura, illuminazione, umettazione). Nel piano circalitorale il climax è

dato dai coralli. Nel detritico costiero la componente grossolana è data da resti scheletrici di organismi tipici della

piattaforma continentale. Solo una parte della piattaforma è ricoperta da fango che forma il biotopo dei fanghi terrigeni

costieri che bordano verso il largo la piattaforma; i fanghi si depositano per decantazione dove l’azione idrodinamica si fa

sentire meno e siamo ancora sulla piattaforma. Ancora più a fondo troviamo una biocenosi presente in tutti i fondali

mondali, piano da piattaforma e scarpata, fondi detritici profondi; nel piano batiale troviamo la biocenosi dei fanghi

profondi e sporadicamente la biocenosi dei coralli bianchi, biocenosi in cui l’attività di biocostruzione si fa sentire al punto

tale che è paragonabile a quella dei mari tropicali. C’è una distribuzione non uniforme delle diverse categorie

sistematiche, alcune invece come i molluschi hanno numeri significativi nelle diverse biocenosi; i cefalopodi invece sono

resenti solo nelle sabbie grossolane con correnti di fondo, è un aspetto significativo perché per le varie biocenosi avremo

varie specie significative. Nel detritico costiero le specie significative sono le alghe rosse e le alghe calcaree. Il numero

delle specie presenti nelle varie biocenosi: nelle sabbie fini ben selezionate il 29% sono caratteristiche esclusive il 7%

preferenziali. Nelle sabbie fini abbiamo che sul totale delle specie il 36% sono specie caratteristiche esclusive o

preferenziali. Un altro aspetto sono gli individui, quanti individui di una specie sono presenti in una determinata

biocenosi, il 95% degli individui presenti è o di caratteristiche esclusive o preferenziali. Nei sedimenti in cui le

granulometrie non sono selezionate, ma hanno sia sedimenti fini, sabbie e ciottoli hanno specie di caratteristiche

preferenziali ed esclusive in numero molto limitato. Le differenze sono nel fatto che il genere echinocardium è presente

in tutti e due i generi ma le specie sono diverse a dimostrare l’adattamento. Anche dove cambia il fattore edafico, non è

più il moto ondoso ma la corrente troviamo il genere echinocardium. Gli ambienti marini sono divisibili in grandi

ecosistemi che subiscono

l’effetto dei fattori climatici e

variano in tempi geologici

(glaciale-interglaciale) o

ecosistemi di minor ampiezza

collegati ai fattori edafici che

hanno durata nel tempo tra

200 e 4000 anni. Se c’è una

tendenza all’aumento

dell’idrodinamismo quello che

era un popolamento a fango

dove prevaleva la

deposizione di materiale fine,

via via la componente

fangosa verrà presa in carico

dalle correnti e la biocenosi

diventerà di detritico costiero

e poi il climax del piano

circalitorale, ovvero una

biocenosi biocostruita.

Chiaramente il fenomeno può avere anche valenza opposta, in cui si passa da ambiente coralligeno, a costiero, detritico

fangoso e fangoso. Se l’ambiente è instabile dalla permanenza di alta torbidità nell’acqua la biocenosi detritica costiera

degraderà in un popolamento eterogeneo, un popolamento nel quale non ci sono specie caratteristiche esclusive ma un

insieme di specie che sopportano la torbidità alta che possono provenire da biocenosi diverse. Sono un numero di specie

ridotte “opportuniste”, se il fattore torbidità tende a finire in funzione della quantità di fango sul fondo e

dall’idrodinamismo questi organismi daranno origine a una particolare biocenosi. Il sistema delle biocenosi non è statico

perché i fattori climatici ed edafici sono sempre in evoluzione. Dalla situazione locale a generale il comportamento

marino è molto diverso. Modello dell’Oceano

Atlantico con distribuzione

delle diverse tipologie di

sedimenti in funzione di

temperatura e corrente di

circolazione oceanica.

Corrente del Golfo calda,

va verso i poli e diventa

corrente fredda che scende

verso sud e torna verso le

coste americane. Quando

entriamo in aree in cui la

temperatura delle acque è

superiore ai 20°C entriamo

nel dominio dei biocostruttori per cui i sedimenti saranno biocostruiti

(biogenici), lo ritroviamo sulla sponda americana perché la corrente calda fa

sentire il suo effetto a maggiori latitudini settentrionali e meridionali.

Andando verso nord e sud le correnti diventeranno più fredde e torneranno

dominanti i sedimenti detritici dati dall’erosione e dal trasporto fluviale. Alle

alte latitudini saranno la presenza di correnti fredde e ghiacci a

caratterizzare i sedimenti (glaciali). Una serie di sedimenti è definita

autigena. Nel margine continentale europeo c’è una parte di piattaforma

continentale che è ricoperta da sedimenti che non sono compresi in nessuna

delle categorie e sono dette sedimenti relitti. Nel Golfo del Messico ci sono delle aree nelle quali il fondo marino è

ricoperto dai sedimenti che dal punto di vista dell’idrodinamismo non sono compatibili sono molto più grossolani, perché

a 200m di profondità ci aspetteremmo di trovare del fango e invece troviamo sabbie.

Il biotopo è caratterizzato da un sedimento formato da una componente terrigena (ciottoli e sabbia) e da una

componente bioclastica.

Materiale ciottolo-sabbioso e

specialmente i ciottoli presentano una

morfologia tipica di ambiente fluviale.

Nella frazione bioclastica in funzione

del grado di usura dei differenti

componenti è possibile riconoscere 3

frazioni:

1) Numerosi resti di una fauna a

tendenza coralligena che sembra

aver vissuto ad una profondità fra

-40 e -50 m di profondità.

2) Resti più numerosi e meglio

conservati di una fauna che

attualmente si incontra tra -70 e -

80 m di profondità.

3) Infine, un lotto, nettamente

inferiore come abbondanza ai due

precedenti, formato da conchiglie

morte corrispondenti alla fauna

attuale.

Nel Mediterraneo si verifica lo stesso fenomeno, nella parte più

interna della piattaforma abbiamo fango circalitorale, nel margine

invece c’è un sedimento grossolano, ghiaie o sabbie, sulla scarpata

il sedimento che troviamo è invece un fango batiale. Il fango

circalitorale è compatibile ed in equilibrio con la realtà idrodinamica

ed anche il fango batiale, mentre la parte di ghiaie e sabbie no.

Sono stati fatti dei campionamenti e il biotopo in quest’area è

formato da una componente terrigena e una componente

bioclastica, la componente terrigena è di materiale ciottoloso e

sabbioso con una tipica morfologia di ambiente fluviale (120m di

profondità), se guardiamo la componente bioclastica in funzione del

grado di usura del guscio si possono riconoscere tre fazioni (prendo

tutta la componente bioclastica e trovo conchiglie che hanno grado

di usura elevato, medio e perfettamente conservate), una fazione è

coralligena (che di solito trovo nel piano circalitorale) vedendo

l’usura sembra aver vissuto ad una profondità di 40-50m (si va a

vedere il corrispettivo vivente dove vive, oggi vivono tra i 40-40m);

la seconda fazione con resti meglio conservati tra 80-90m di

profondità, un’ultima fazione molto minore formato da conchiglie

morte corrispondenti alla fauna attuale, meno usurata di tutte. La

spiegazione è nel mare, il mare è risalito dopo l’ultima glaciazione e in uno studio fatto su coralli biocostruttori con la

caratteristica di vivere al di sotto dell’interfaccia acqua, sono stati trovati morti da 120m fino alla situazione attuale in cui

si trovano vivi, sono state fatte radiazioni con metodi radiometrici (datazioni assolute uranio-torio e C14, annuali), e

questi hanno permesso di capire che i coralli hanno età che va dai 16 e 20 mila anni, fino a coralli con età attuale.

Questo ci dà idea di come il livello del mare si sia alzato di 120m, la risalita non è stata uniforme ma ha avuto momenti

di accelerazione e momenti di risalita più lenta. Nei momenti di alta velocità di risalita, non si instauravano comunità

biologiche perché l’ambiente cambiava molto velocemente e cambiava l’energia del moto ondoso, mentre nelle fasi di

rallentamento (c’è una situazione esempio tra 60 e 80) ed una comunità si può insediare in quell’ambiente. I sedimenti

Biocostruzioni di origine animale

sui margini sono quindi la storia della trasgressione marina dall’ultimo glaciale.

e vegetale Prendiamo una situazione che oggi sta a 50m, se applico la curva di risalita la

situazione a 50m 11 mila anni fa era emersa, vi era la piana costiera, una

situazione invece che oggi sta a 200m di profondità 11 mila anni fa era ad 80m.

Nel momento in cui abbiamo alta temperatura di tipo tropicale e profondità 60m,

abbiamo la barriera corallina formata alghe costruttori ed alghe calcaree. Si passa

a una situazione in cui i celenterati scompaiono ma rimangono le alghe. Se la

temperatura diminuisce ulteriormente anche le alghe calcaree scompaiono. Se

invece la T rimane costante ma cambia la salinità ci sono i vermetidi (gasteropodi,

molluschi particolari che creano un guscio avvolto ma con la spira non aderente),

se la salinità diminuisce ancora vengono sostituiti dai banchi ad ostriche e nella

zona salmastra i policheti giocano il ruolo di biocostruttori. Oltre i 60m troviamo i

coralli bianchi. Lungo i margini Norvegesi troviamo i coralli ermatipici, una

barriera corallina lunga km a 300-400m di profondità di spessore 40m, sono

coralli zoosanctellati e coralli azoosanctellati.

Nel Mediterraneo, in ambiente di medie latitudini

i sedimenti carbonatici sono strettamente legati

all’attività degli organismi. Il detritico a largo ha

una componente formata da resti scheletrici

morti che formano la biocenosi del coralligeno di

piattaforma formato da briozoi. La facies a

pralines ha alghe calcaree che formano delle

strutture molto simili alle praline, queste alghe

devono essere in qualche modo rotolate ad opera

delle correnti sulla piattaforma. Verso la zona del

plateau coralligeno trovo la biocenosi del detritico

costiero formata da 3 componenti, una fangosa

una sabbiosa e una grossolana. La componente

grossolana è formata dai resti schelettrici

mineralizzati del coralligeno costiero o del

plateau. Andando verso il piano infralitorale

abbiamo un ulteriore aspetto della corallizzazione

da parte delle alghe rosse a forma di rametti; poi

la prateria oceanica (siamo nel piano infralitorale), al confine col piano mediolitorale, una biocostruzione molto

importante, si forma lungo le coste rocciose le alghe calcaree crescono a formare banchi anche di 30-40m. Verso il mare

aperto troviamo degli Hard Ground con croste di Fe manganese e fanghi pelagici e biocostruzioni.

Per certi valori di T e salinità l’oceano è dominato da una facies clorozoan (alghe rosse e celenterati), verso temperature

più basse (medie latitudini), la facies è costituita da foramol (foraminiferi-molluschi). La distribuzione di alcune tipologie

di sedimenti alle basse latitudini (ooliti e pellets). Oceano ideale Sedimenti carbona

Modello della distribuzione loro costituenti ver

dei sedimenti carbonatici latitudine e profond

(associazioni faunistiche e

tipologie di sedimenti)

in funzione della salinità,

temperatura max. e min.

La zonazione è stata ulteriormente studiata nelle coste Brasiliane, profilo batimerico, in cui la facies a chlorozoan tende

ad essere caratteristica di aree che diminuiscono di estensione dall’equatore verso sud, raggiunge il massimo all’equatore

a 25-30m di profondità, più al largo questa facies è sostituita dai 30-60m dai chloroalgal, questa fascia tende a risalire

dal punto di vista delle profondità che occupa alle medie latitudini perché la chlorozoan scompare. Al largo abbiamo

un'altra facies rhodoalgal (alghe rosse) che si estende molto anche verso sud, al margine infine della piattaforma

abbiamo i foramol.

Le barriere coralline sono un esempio di maggiore impatto, sono biocostruzioni che riescono a mantenere il livello del

mare anche in funzione dei cambiamenti. Il reef è formato dalle colonie di celenterati più alghe rosse più briozoi. La zona

nella quale vi è il maggiore idrodinamismo, i coralli tendono a resistere utilizzando morfologie particolari perché il

continuo ricambio di acqua porta molti nutrienti. Tutti gli organismi biocostruttori hanno assunto da sempre queste

caratteristiche: scogliera non formata necessariamente da celenterati, una zona di retroscogliera dove la presenza della

scogliera rende meno efficace l’azione del moto ondoso e un azione di avanscogliera. In questa situazione idrodinamica

abbiamo una situazione di organismi particolare, le stromatoliti si trovano nelle piane di marea, alghe verdi zona di

retroscogliera, alghe rosse associate a biocostruttori.

Nei cambiamenti del livello marino (durante il glaciale), la barriera corallina è stata in grado di resistere, la barriera si è

spostata verso l’esterno, si muove andando ad occupare gli spazi resi disponibili dall’azione dell’abbassamento del livello

marino, sempre nelle zone con maggiore idrodinamismo, migrazione laterale della barriera. In una situazione attuale in

cui il livello del mare è fermo, l’avanscogliera tende ad essere occupata dalla scogliera stessa, che migra lateralmente.

Nel caso di un fenomeno di risalita del livello del mare le barriere possono adattarsi con una risalita di tipo verticale, alle

Bahamas si può scendere lungo il fianco della laguna anche per 2000m, e si vede il vecchio reef, il tutto poi per

fenomeni di subsidenza tende ad equilibrarsi al materiale che sta al di sotto.

POSIZIONAMENTO, NAVIGAZIONE E NAVI

Navigazione e posizionamento

La principale motivazione dei successo avuto dalle pubblicazioni di Franklin e di Maury risiede nel fatto che i due

ricercatori potevano contare su di una grande quantità di dati raccolti giorno e notte dagli ufficiali di guardia che per più

di un secolo avevano solcato, a bordo delle loro navi, l'Oceano Atlantico. Un lavoro meticoloso, preciso, continuo portato

avanti per milioni di ore da uomini esperti, profondi conoscitori del mare e delle sue caratteristiche. Ai resoconti di tali

uomini vanno poi aggiunte le osservazioni giornaliere di altri lavoratori dei mare: dai piloti portuali ai tecnici dei fari, agli

ufficiali delle stazioni di osservazione costiere, ecc. ecc. tutti dediti a descrivere e relazionare sulle mutevoli condizioni dei

mare, sulla sua temperatura sul suo colore.

- La raccolta dei dati in mare avviene spesso in condizioni logistiche poco favorevoli (stato del mare, stagione,

latitudine) a cui possono aggiungersi quelle dovute a problemi politici regionali ed internazionali (rispetto dei trattati,

delle acque di interesse economico ecc. ecc.).

- Difficilmente i limiti politici di competenza e di sovranità che segnano gli oceani politici, seguono i confini delle leggi

fisiche della circolazione oceanica né si adeguano a quelli che sembrano confini morfologici naturali.

Il risultato che si ha dall'interazione di questi aspetti è che malgrado lo sforzo prodotto, spesso di un mare o di una parte

di oceano sono accessibili solo una parte dei dati, gli altri rimanendo confinati negli istituti di ricerca e negli archivi

militari di qualche nazione.

Oltre a questi aspetti di confinamento dei dati si è aggiunto nel corso degli ultimi anni quello relativa alla qualità del dato

raccolto ed alla standardizzazione dei metodi e delle unità di misura.

Attualmente una qualunque campagna di ricerca in mare produce una massa enorme di dati:

- Dati di posizionamento, meteo-marini e batimetrici, acquisiti in automatico ogni pochi secondi, durante l’intera

durata della ricerca, dalle centraline e dagli scandagli elettronici di bordo.

- Dati scientifici più settoriali (misure di oceanografia chimica e fisica nella colonna d’acqua, campioni d’acqua per

analisi chimiche e biologiche, campioni di sedimento per analisi geologiche, osservazioni indirette tramite onde

elettromagnetiche e acustiche, osservazioni dirette con l’ausilio di veicoli filoguidati o autonomi, ecc.).

Il vero lavoro comincia quando la nave raggiunge il porto di sbarco e spesso il tempo necessario per stendere un primo

rapporto sulla campagna dura più del tempo impiegato per la campagna stessa. L'elaborazione dei dati impiegherà poi

numerosi mesi se non addirittura anni.

Qualunque sia il tipo di operazione che si vuole svolgere in ambiente oceanico, la prima necessità risiede nel conoscere

la posizione del punto materiale oggetto dell’analisi o del campionamento. Questo tipo di informazioni, qualunque sia il

sistema di riferimento utilizzato (coordinate geografiche o coordinate chilometriche), risulterà fondamentale per garantire

in modo completo la qualità del dato che si andrà a raccogliere. Come per i dati raccolti sulle terre emerse, anche in

mare un punto sarà riconosciuto in modo univoco facendo riferimento ad uno spazio tridimensionale. Pertanto al dato

relativo alle coordinate del punto sulla superficie marina dovrà seguire il valore numerico della profondità che il punto

avrà rispetto al livello zero (livello medio marino).

L’esattezza del dato profondità avrà un’importanza maggiore se le operazioni di analisi o di campionamento verranno

effettuate in aree costiere su profondità non molto elevate.

- In un'area costiera soggetta a forti escursioni di marea sarà necessario correggere il valore strumentale ottenuto

della profondità facendo riferimento all'altezza della marea nel momento dell'analisi.

- Sempre in area costiera anche il moto ondoso e le variazioni da lui provocate al livello marino dovranno essere

tenute nel debito conto nel momento in cui si andrà ad acquisire il valore della profondità.

- Come si vedrà più avanti l'accuratezza di queste correzioni è andata via via crescendo in funzione della precisioni

degli strumenti utilizzati per la misura della batimetria.

Tecniche di posizionamento

Fino a qualche anno fa le tecniche utilizzate per il posizionamento di un punto sulla superficie marina erano diversificate

se le operazioni a mare avvenivano in aree costiere o in mare aperto.

In aree costiere:

- Uso di teodoliti a raggio laser Calcolano l'azimut e la distanza del sistema di prismi posizionato sulla nave dal

punto di battuta del teodolite a coordinate conosciute; l'errore può variare fra 0,5 e 3 metri, ma il sistema è

utilizzabile solo su brevi distanze e ovviamente con la nave ben visibile dal punto dove è posizionato il teodolite

In mare aperto:

- Posizionati in unti ben conosciuti. Le iperboli danno l’errore che poteva esserci nel campo della posizione, che

potevano essere anche di qualche centinaio di metri. Fino all'inizio degli anni 90' il sistema usato era quello

denominato Loran C e fondato sull'utilizzo di tre stazioni a terra che emettevano onde a bassa frequenza emesse e

modulate con ritardi di frazioni di secondo l'una dall'altra. La catena era costituita da una stazione principale e da

stazioni secondarie perfettamente sincronizzate su di essa e da una stazione di monitoraggio. In funzione della

distanza della nave dalle stazioni la posizione viene calcolata sulla differenza di tempo con la quale due treni d'onda

raggiungono il ricevitore di bordo, l'errore di posizione poteva anche essere di qualche centinaio di metri e solo

l'utilizzo di particolari programmi venduti dall'ente gestore delle stazioni permetteva una diminuzione di tale errore;

inoltre in funzione della zona geografica si potevano avere "sganciamenti" del segnale più o meno frequenti.

I SATELLITI

Le leggi che governano il moto dei satelliti sono le stesse che regolano il moto

dei pianeti attorno al sole (leggi di Keplero)

Satelliti

Le leggi che governano il moto dei satelliti sono le stesse che regolano il moto

dei pianeti attorno al sole (leggi di Keplero).

Com’è noto si definiscono con:

a = Semiasse maggiore (CA = CP in figura)

b = Semiasse minore

c = Semidistanza focale (Cf = CF )

1 2

e = c/a = Eccentricità dell’ellisse Com’è noto si definiscono con:

Tutti i satelliti in uso nella navigazione, nella meteorologia e nelle comunicazioni hanno

un’eccentricità quasi nulla, per cui le rispettive orbite possono essere considerate

praticamente circolari.

- Orbita equatoriale Un caso particolare è quello in cui il periodo orbitale è uguale a quello di rotazione della Terra,

tali satelliti sono detti geostazionari o geosincroni. Sono geostazionari molti satelliti meteorologici, tutti i satelliti per

le comunicazioni TV commerciali e quelli nell’ambito del sistema Inmarsat.

- Orbita polare Appartengono a tale categoria diversi satelliti meteorologici e quelli del sistema di navigazione

TRANSIT (o NAVSAT- Navy NAvigation Satellite System) abbandonato dopo l’introduzione del GPS.

- Orbita diretta È il caso generale, tuttavia se il periodo orbitale è uguale a quello di rotazione della Terra essi

diventano sincroni.

- Orbita retrograda Con un’opportuna inclinazione, l’orbita diventa eliosincrona come nel caso di alcuni satelliti

meteorologici polari NOAA.

Se un satellite orbita alla quota indicata in un piano coincidente con quello equatoriale ed in una direzione concorde con

Nella pratica poi l’area di acquisizione è minore, in realtà occorre considerare

quella terrestre, esso appare sempre fisso sulla verticale di un punto e quindi appare geostazionario.

Se un satellite orbita alla quota indicata in un piano coincidente con quello equatoriale ed in una

l’altezza di mascheramento che è l’altezza minima che deve avere un

direzione concorde con quella terrestre, esso appare sempre fisso sulla verticale di un punto e quindi

satellite sull’orizzonte per essere osservato radioelettronicamente

Nella pratica poi l’area di acquisizione è minore, in realtà occorre considerare l’altezza di mascheramento che è l’altezza

appare geostazionario

minima che deve avere un satellite sull’orizzonte per essere osservato radioelettronicamente.

Area di acquisizione di un satellite:

Per poter captare i segnali emessi da un satellite è sufficiente che esso sia sopra l’orizzonte apparente dell’osservatore.

Conducendo dal satellite le semirette tangenti la sfera terrestre si individua un cerchio minore che rappresenta la linea

dell’orizzonte geometrico di un satellite, la calotta della superficie terrestre racchiusa in tale cerchio rappresenta l’area

d’acquisizione del satellite, e qualsiasi osservatore situato dentro essa ha la possibilità di ricevere i segnali dal satellite.

NAVSTAR – GPS Global Positioning System NAVigation System with Time And Ranging

Il sistema GPS ( ), noto anche come NAVSTAR ( ), è

un sistema satellitare basato su una costellazione di 24 satelliti orbitanti ad una quota di circa 20200 Km e quindi con un

periodo orbitale di 12 ore sideree. Rappresenta un sistema di navigazione globale, continuo e tridimensionale e quindi è

in grado di fornire, con estrema precisione, le coordinate geografiche la quota e la velocità di qualsiasi mezzo mobile in

ogni punto della terra e per l’intero arco delle 24 ore. Il programma per la realizzazione del sistema fu creato dal DoD

(Department of Defence degli USA) nel 1973 per consentire a navi, aereoplani e veicoli terrestri delle forze armate degli

USA di determinare, per qualsiasi istante, la propria posizione in qualunque parte del globo si trovassero. Pur essendo

stato concepito per scopi militari, i progettisti del sistema fecero in modo che anche i civili potessero usarlo anche se con

una precisione minore. I primi 11 satelliti di tipo sperimentale furono lanciati dal 1978 al 1985 e furono sostituiti

successivamente da quelli operativi dal 1989.

Tradizionalmente il sistema è diviso in tre segmenti denominati:

- Segmento spaziale, che è formato da una costellazione nominale di 24 satelliti, che trasmettono dei codici di

distanza a radio frequenza e dei dati di navigazione.

- Segmento di controllo, che consiste in una rete di monitoraggio e di mezzi di controllo per il mantenimento della

costellazione e per l’aggiornamento dei messaggi di navigazione dei satelliti

Principio di funzionamento

- Segmento dell’utilizzatore, che consiste in una varietà di ricevitori e di elaboratori dei segnali GPS.

Ciascun satellite trasmette con continuità degli opportuni segnali codificati, che contengono diverse informazioni

quali, in particolare, i dati orbitali per il calcolo della posizione del satellite ed un segnale di tempo per la

determinazione degli istanti di partenza dei suddetti segnali. I ricevitori terrestri, mediante un proprio orologio

Principio di funzionamento interno, misurano la differenza tra l’istante di ricezione e l’istante di trasmissione dei segnali; moltiplicando tale

differenza per la velocità di propagazione delle onde elettromagnetiche si ottiene la distanza fra il satellite ed il

ricevitore

Ciascun satellite trasmette con continuità degli opportuni

segnali codificati, che contengono diverse informazioni

quali, in particolare, i dati orbitali per il calcolo della

posizione del satellite ed un segnale di tempo per la

determinazione degli istanti di partenza dei suddetti

segnali. I ricevitori terrestri, mediante un proprio orologio

interno, misurano la differenza tra l’istante di ricezione e

l’istante di trasmissione dei segnali; moltiplicando tale

differenza per la velocità di propagazione delle onde

. Il luogo di posizione così definito è una sfera con il centro nella posizione occupata dal satellite nell’istante di

elettromagnetiche si ottiene la distanza fra il satellite ed il ricevitore. Il luogo di posizione così definito è una sfera con il

emissione del segnale ed il raggio pari alla distanza calcolata; tale luogo interseca la superficie terrestre

centro nella posizione occupata dal satellite nell’istante di emissione del segnale ed il raggio pari alla distanza calcolata;

formando una circonferenza che è il luogo dei punti in cui si trova l’utilizzatore terrestre. Con due misure di

distanza, e quindi utilizzando due satelliti, si individuano due circonferenze che si intersecano in due punti di cui

tale luogo interseca la superficie terrestre formando una circonferenza che è il luogo dei punti in cui si trova l’utilizzatore

uno è la posizione dell’osservatore; l’ambiguità fra i due punti può essere eliminata con la posizione stimata del

ricevitore. Considerando come incognita anche la quota (ad esempio nel caso della navigazione aerea),

terrestre. Con due misure di distanza, e quindi utilizzando due satelliti, si individuano due circonferenze che si

diventano necessarie tre osservazioni che individuano tre sfere, la cui intersezione individua un volume entro il

intersecano in due punti di cui uno è la posizione dell’osservatore; l’ambiguità fra i due punti può essere eliminata con la

quale si trova il ricevitore. Nel caso bidimensionale, ossia nel caso in cui la quota è nota, le tre misure

individuano un triangolo, praticamente piano, la cui area è funzione degli errori di misura e della distribuzione in

posizione stimata del ricevitore. Considerando come incognita anche la quota (ad esempio nel caso della navigazione

azimut dei satelliti.

aerea), diventano necessarie tre osservazioni che individuano tre sfere, la cui intersezione individua un volume entro il

quale si trova il ricevitore. Nel caso bidimensionale, ossia nel caso in cui la quota è nota, le tre misure individuano un

triangolo, praticamente piano, la cui area è funzione degli errori di misura e della distribuzione in azimut dei satelliti.

Ricezione ed utilizzo di segnali

Un ricevitore GPS comprende essenzialmente quattro parti: l’antenna, il ricevitore, il computer ed i dispositivi per

l’introduzione e la visualizzazione dei dati. Le funzioni fondamentali di un ricevitore possono essere così sintetizzate:

- Selezionare quattro satelliti in base ai dati contenuti nell’almanacco ed in modo che essi siano visibili e distribuiti

opportunamente in Azimut al fine di consentire la migliore determinazione della posizione.

- Individuare i segnali dei satelliti selezionati decodificandoli attraverso il proprio codice PRN.

- Misurare i ritardi nei tempi d’arrivo dei segnali dai satelliti e quindi calcolare le relative distanze.

- Calcolare la posizione del ricevitore e l’ora del sistema (GPS Time).

Fondamentalmente i ricevitori possono essere di 3 tipi:

- Ricevitori sequenziali Sono dotati fisicamente di un solo canale che segue i quattro satelliti selezionati per la

determinazione della posizione, uno dopo l’altro e per un periodo di tempo relativamente lungo (1÷2 sec); le

misure di distanza sono quindi intervallate per cui il calcolo della posizione si effettua combinando una distanza

effettivamente misurata con tre distanze stimate. Tali tipi di ricevitori sono piuttosto economici, ma, considerato il

tempo piuttosto lungo (4÷8 sec) richiesto per l’osservazione dei 4 satelliti, non sono utilizzabili nel caso in cui la

velocità di elaborazione è essenziale.

- Ricevitori multicanali Sono dotati di più canali (fino anche a 10-12) che seguono contemporaneamente un eguale

numero di satelliti; ogni canale “aggancia” un satellite, demodula il segnale ed effettua la misura della distanza. Un

microprocessore provvede successivamente a combinare tutte le osservazioni (simultanee) e a fornire la posizione

ed altri dati istantanei come la velocità e la direzione; tali ricevitori sono più costosi e si prestano ad essere usati in

tutti i casi dove è richiesta un alta dinamica.

- Ricevitori multiplexed Sono dotati di un solo canale e seguono sequenzialmente i satelliti selezionati effettuando

però una loro completa scansione in meno di 20 msec che è la durata di un BIT nel messaggio di navigazione

(trasmesso a 50 bps). Con questi ricevitori, analogamente a quelli multicanali, i dati di navigazione sono ricevuti con

continuità, senza le interruzioni tipiche dei ricevitori sequenziali. Le caratteristiche sono intermedie a quelle dei due

precedenti e con costi piuttosto contenuti.

La posizione del ricevitore:

La determinazione della posizione richiede normalmente quattro misure di distanze e quindi l’osservazione simultanea di

un eguale numero di satelliti; se è nota la quota del ricevitore sono sufficienti tre misure. Per poter effettuare i calcoli è

necessario conoscere la posizione dei satelliti nell’istante della misura e la forma dell’ellissoide terrestre rispetto al quale

si vogliono le coordinate geografiche. Il sistema GPS utilizza come sistema di riferimento l’ellissoide WGS 84 (World

Geodetic System 1984), tuttavia i moderni ricevitori consentono di avere la posizione riferita ad un qualsiasi ellissoide.

Errori del sistema:

- Errori dipendenti dai satelliti, fra cui anche la SA e la AS.

- Errori dipendenti dal ricevitore.

- Errori prodotti dalle riflessioni multiple e dalla propagazione dei segnali nella ionosfera e nella troposfera.

- Errori introdotti nel sistema di Controllo terrestre nella determinazione delle orbite, nelle correzioni degli orologi e

così via.

- L’errore sulla posizione dipende, oltre che dagli errori sulle misure, da un fattore scalare legato alla geometria del

sistema, ossia alla distribuzione in azimut ed in altezza dei satelliti utilizzati nelle misure; tale fattore è denominato

fattore d’espansione dell’errore o PDOP (Position Dilution Of Precision) per cui si può scrivere: errore sulla posizione

= errore sulla distanza * PDOP. Nel caso della navigazione marittima o terrestre, interessa soltanto la posizione, e

quindi la precisione, nel piano orizzontale, per cui il PDOP viene sostituito dall’HDOP (Horizontal DOP).

Uso del sistema NAVSTAR GPS differenziale:

(entrato in uso negli anni ‘90) fa uso anche di una stazione a terra di riferimento. L'errore può variare tra 2 e 5 metri, ma

il sistema è indubbiamente il più veloce e non richiede lo spostamento della stazione a terra se non in casi molto

particolari.

DGPS o GPS differenziale

Volendo superare i limiti di precisione imposti per gli utenti normali, è stato introdotto un sistema basato su tecniche

differenziali, analogo a quelli sperimentati in altri sistemi di radionavigazone (es. Omega). Il concetto di base è semplice:

un ricevitore, posto in una stazione di riferimento di coordinate geografiche ed altezza perfettamente note, confronta con

continuità la sua posizione con quella calcolata; dal confronto delle due posizioni si possono determinare gli errori a

carattere sistematico che si ritiene siano comuni a tutti i ricevitori situati entro una determinata area attorno alla

stazione. Tali correzioni vengono poi trasmesse via radio con continuità e con modalità diverse a seconda della stazione

DGPS; per poterle utilizzare, un ricevitore GPS deve essere dotato di un opportuno optional e di un ricevitore

supplementare, funzionante nella banda di trasmissione della stazione di

riferimento.

Organizzazione delle stazioni DGPS:

- Visti i buoni risultati offerti dal metodo differenziale e le necessità di avere dei sistemi di posizionamento molto

precisi in svariati campi, negli ultimi anni hanno cominciato a diffondersi le stazioni DGPS in particolare nelle aree di

intenso traffico marittimo o di particolare interesse per alcune applicazioni.

- Onde evitare sovrapposizioni di aree fra stazioni DGPS e per aumentare l’efficacia del sistema, che tende a diminuire

con l’allontanarsi dalla stazione di riferimento, in molti paesi (USA e Nord Europa) si è cercato di organizzare le

stazioni distribuendole uniformemente nell’area di interesse e coordinandole con una stazione di controllo. Le

correzioni sono calcolate dalla stazione di controllo utilizzando i dati misurati dalle varie stazioni che formano la rete.

L’area coperta da tale sistema prende anche il nome di Wide Area DGPS o WADGPS. In molti paesi le stazioni sono

collocate nelle strutture dei radiofari e trasmettono nella medesima banda con frequenze a cavallo dei 300 kHz.

- È previsto di trasmettere le correzioni utilizzando anche i satelliti del sistema di comunicazioni INMARSAT,

assicurando così una copertura molto ampia (metodo SKYFIX).

Antenna$$D.G.P.S.

A#bordo#di#una#nave#

oceanografica#il#GPS$o$ Nave da ricerca, il punto in cui arriva il segnale GPS è

GPSdifferenziale$è$interfacciato#

con#tutta#la#strumentazione#di# l’antenna, la precisione su una nave lunga 45 m è tale

bordo#attraverso#il#software#di#

navigazione che per fare un campionamento a poppa sarà distante tot

METODO$SKYFIX:#

Per# avere# la# pozione# differenziale# metri dall’antenna, la precisione deve essere molto

non#utilizza#la#stazione=terra#(come# specifica.

g l i# R T K ) ,# m a# u t i l i z z a# d e l l e# Sistema#di#navigazione#

correzioni# che# gli# vengono# inviate# PDS2000

via#satellite.

Classica schermata si sistema di navigazione moderno; latitudine

e longitudine di tutti i punti sulla carta e dati di profondità anche

riportati in colore.

Sistemi di navigazione

L’utilizzo delle tecnologie informatiche nel campo dei sistemi di navigazioni ha permesso la gestione in contemporanea di

tutti i dati necessari per un corretto posizionamento delle navi sia nel corso di survey geofisici sia nelle fasi di

campionamento (posizionamento iniziale sopra la stazione e posizionamento dinamico sulla stazione durante il

campionamento),nonché la possibilità di ritornare con precisione su stazioni studiate anche in differenti campagne di

ricerca. I sistemi consentono di registrare tutti i dati relativi alla posizione della nave, alla batimetria del fondo alle

condizioni meteo marine, su supporti digitali e contemporaneamente di poter controllare e dirigere le varie operazioni

direttamente da parte del personale scientifico imbarcato.

A$titolo$di$esempio$viene$qui$riprodotto$parte$di$un$file$tipico$elaborato$da$uno$dei$tanti$programmi$di$

navigazione. Esempio di parte di un file tipico elaborato da uno dei

data Lat.&Long

fix tanti programmi di navigazione.

velocità profondità Velocità confrontata con il solcometro (elica che gira al di

sotto della nave). I dati della profondità vengono acquisiti

con un ecoscandaglio.

In qualsiasi nave i sistemi sono doppi, uno sulla plancia

fix format data ora lat long speed rotta profondità Vel.vento Vel.raffica Direz.ven. Temp.ar. Umid.rel. Energ.rad. Press.atm. Temp.ac.

1 F 131298 65513 35.192.348 21.249.914 1.52 156.00.00 -3328.20 4.80 6.10 347.00 14.40 36.90 20.90 1023.60 18.20 degli ufficiali, ossia i sistemi dedicati alla sicurezza della

2 F 131298 65714 35.192.324 21.250.507 1.85 156.00.00 -3317.50 4.40 5.50 332.00 14.30 36.90 20.90 1023.60 18.20

3 F 131298 71407 35.167.657 21.252.977 9.61 156.00.00 -3302.70 7.00 9.10 341.10 14.50 37.30 -8.70 1023.40 18.30 nave, poi ci sono i sistemi dedicati all’acquisizione dei

4 F 131298 71609 35.164.344 21.253.457 9.95 156.00.00 -3284.80 3.90 4.90 328.50 14.50 37.30 -12.90 1023.20 18.30

5 F 131298 71810 35.161.051 21.253.932 10.45 156.00.00 -3308.20 4.80 5.80 320.50 14.50 37.50 -4.40 1023.40 18.20 dati.

6 F 131298 72011 35.157.771 21.254.415 10.07 156.00.00 -3281.30 7.30 8.20 323.30 14.50 38.00 12.40 1023.40 18.20

7 F 131298 72049 35.156.744 21.254.570 10.19 156.00.00 -3283.50 7.60 8.50 330.30 14.70 38.00 20.90 1023.60 18.20 Ci sono una serie di strumenti che danno una precisione

8 F 131298 72250 35.153.535 21.255.051 9.82 156.00.00 -3295.30 8.60 9.70 329.90 14.70 37.70 37.80 1023.40 18.20 maggiore sulle acquisizioni che fanno correzioni per

9 F 131298 72450 35.150.338 21.255.535 9.28 156.00.00 -3240.80 8.00 9.40 4.30 14.70 37.50 54.60 1023.90 18.20

10 F 131298 72650 35.147.133 21.255.660 9.29 156.00.00 -3258.90 8.60 9.90 349.80 14.80 38.00 63.10 1023.70 18.20 esempio rispetto al moto ondoso. Se il mare è mosso o

11 F 131298 72852 35.143.915 21.255.278 10.02 156.00.00 -3276.20 9.10 10.80 356.80 14.80 38.20 67.30 1023.70 18.20

12 F 131298 73052 35.140.771 21.254.776 9.77 156.00.00 -3277.00 8.80 9.70 12.30 14.60 37.50 67.30 1023.90 18.20 molto mosso, si va in contro al problema che l’antenna

13 F 131298 73253 35.137.571 21.254.187 8.99 156.00.00 -3267.60 7.90 9.70 353.30 14.50 37.50 71.50 1023.70 18.20

14 F 131298 73454 35.134.341 21.253.622 9.58 156.00.00 -3275.20 6.90 7.60 15.80 14.40 38.20 79.90 1023.70 18.20 gps misura continui errori, perciò i sensori di moto

15 F 131298 73656 35.131.130 21.253.053 9.95 156.00.00 -3285.30 6.60 8.20 13.40 14.40 37.50 88.40 1023.70 18.20

16 F 131298 73857 35.127.944 21.252.369 9.67 156.00.00 -3287.30 7.20 8.50 356.80 14.70 38.40 92.60 1024.10 18.20 misurano gli effetti dovuti al moto ondoso, sfruttano

17 F 131298 74057 35.124.814 21.251.525 9.11 156.00.00 -3247.00 8.50 9.70 346.70 14.90 39.00 101.00 1023.90 18.20

18 F 131298 74243 35.122.113 21.250.627 9.90 197.07.00 -3259.00 -1.00 -1.00 -1.00 -1.00 -1.00 -1.00 -1.00 -1.00 l’effetto giroscopio e sono associati a una girobussola. È

19 F 131298 74443 35.119.906 21.249.669 3.77 199.00.00 -3239.90 7.60 8.80 325.40 14.90 41.30 105.30 1024.10 18.20

20 F 131298 74644 35.119.171 21.249.042 2.74 221.05.00 -3228.70 4.20 5.50 300.90 14.90 44.20 105.30 1023.90 18.20 un sistema di fibre ottiche.

Effetto del moto ondoso

I sensori di moro permettono di correggere gli errori dovuti all’effetto del moto ondoso. In genere sono collegati

direttamente all’ecoscandaglio con cui lavorano per fornire la profondità reale sotto la chiglia.

I più recenti sensori di moto sono accoppiati ad una girobussola e possono resistere anche alle pressioni delle alte

profondità. Forniscono correzioni relative al rollio, beccheggio, onde, forti oscillazioni, tenendo conto anche della rotta

reale seguita dalla nave, della sua velocità e delle accelerazioni che il mezzo subisce.

Fiber Optic Gyroscope (FOG) è basato sull’effetto Sagnac che consente attraverso l’uso di onde luminose che si

propagano in una fibra di misurare le velocità di rotazione in modo molto accurato.

L’esigenza di posizionamenti sempre più precisi ha portato allo

Posizionamento dinamico “complessi”: posizionamento dinamico

di sistemi sempre più efficienti e

L’esigenza di posizionamenti sempre più precisi ha portato allo sviluppo di

sistemi sempre più efficienti e “complessi”.

Le navi sono dotate di una serie di eliche, thruster, posizionate in cilindri

aperti all’acqua che vengono posizionate lungo lo scafo e servono ad

imprimere alla nave un moto laterale. Bisogna cercare di mantenere il punto,

con sistemi che lo fanno in modo automatico che calcolano tutti i fattori che

entrano in gioco nello spostamento della nave, con sistemi di propulsione e

modifica della rotta. I timoni hanno un inclinazione di 45°, quelli dei

sommergibili fino a 90°. “oggetti”,

Posizionamento acustico di

nella colonna d’acqua

Posizionamento acustico I sistemi si basano su onde acustiche che vengono continuamente trasmesse tra

oggetto

due sistemi: uno posizionato a scafo sulla nave ed uno sistemato sull’

sommerso. I tempi di trasmissione e di ricezione corretti per la velocità reale del

suono in acqua, permettono di calcolare la distanza dell’oggetto dalla nave

tenendo conto anche dell’angolo di migliore ricezione.

Il segnale elettromagnetico è assorbito dalla massa d’acqua quindi serve un

sistema di posizionamento acustico; la sfera riceve tutti i segnali che viaggiano

nell’acqua, compreso il segnale emesso da un trasmettitore posizionato sul rov,

che ci dà almeno la distanza che il rov ha dalla nave e l’angolo e si riesce a

calcolare la posizione del veicolo subacqueo rispetto alla nave.

Le navi

Navi da lavoro: supply vessels

Universitatis nave progettata per la ricerca scientifica, spesso sul mercato si trovano i supply vessel che servono per

qualunque lavoro in mare. La cosa importante è che gli spazi di coperta siano adatti ad essere posizionati su un

determinato punto: eliche di prua, elice intubate con timoni shilling (il costo di entrambe è relativamente basso, ma

danno un ottima gestione della nave).

Un moderno “supply” vessel Grandi spazi in coperta

Navi oceanografiche: research vessels

- Una particolarità è il moon pool, ovvero un buco nella nave posizionato a metà nave, il punto che subisce meno

becchegio, il che consente di calare in mare strumenti, a centro nave con una relativa sicurezza. Eliche di prua

Eliche intubate e timoni shilling

- A-frame poppiero utilizzato per calare strumenti grandi o per mettere a mare strumenti al traino.

- Il ponte di coperta è molto basso sull’acqua perché agevola il fatto di mettere a mare e recuperare gli strumenti, è

possibile col portale di poppa avere in linea i verricelli (per i cavi conduttori ed elettromagnetici).

Antenna GPS o DGPS

A-frame poppiero per strumenti al

traino e dragaggi A-frame poppiero per strumenti al

traino e dragaggi

A-frame laterale per carotaggi, calate CTD, cast idrologici,

in genere posizionato verso la zona centrale della nave per

Elica prodiera ed eliche a passo ovviare al rollio ed al beccheggio

variabile per un miglior

posizionamento della nave A-frame laterale per carotaggi, calate CTD, cast idrologici,

Cavi per dragaggi, carotaggi in genere posizionato verso la zona centrale della nave per

Cavi conduttori ovviare al rollio ed al beccheggio

Le navi di più grandi dimensioni sono quelle americane, che al di sopra presentano una una finestratura sul retro che

serve all’equipaggio per vedere le operazioni che vengono svolte a prua. Alcuni istituti di ricerca mettono in mare

catamarani, non molto adatti al mare grosso.

R/V KILO MOANA

swath ship Swath ship navi con un grande spazio come quello dei catamarani, ma

maggiore stabilità grazie alle grandi strutture presenti sott’acqua. Romp

in ma

Per le ricerche nei mari polari vengono usate navi rompighiaccio. Le navi da

perforazione vengono usate per la ricerca petrolifera.

Joides resolution, nave più moderna, con il moon pool, ci sono molti thruster lungo lo scafo (12) perché tiene la

posizione anche con mare forza 5-6. Usa anche dei transponder, oggetti calati sul fondo (la precisione è molto

importante). Ha dei laboratori in cui le carote sono studiate quasi nella loro totalità. C’è perfino un microscopio

elettronico.

Chikyu Riser Drillship, nave giapponese 210m ha un sistema di perforazione di 10km e uno di perforazione di 4 km.

Pensata perché vogliono perforare nelle zone sismogenetiche del Giappone, zone di subduzione al largo delle coste

giapponese, materiali soggetti allo stress della subduzione. Drilling system

Chikyu Riser Drillship Riser less Drilling Riser Drilling Sea Floor WD 1500m

” 1000m

” ”

Lunghezza 210 m 2000m

Larghezza 38 m

Pescaggio 9.2 m 3000m

Stazza 57000 Ton ”

Nave costruita e gestita da

Equipaggio 150 persone 4000m

JAMSTEC, The Japan Agency for

Aste di perforazione 10 km Marine-Earth Science and Technology

Lunghezza riser 4 km ” 5000m

http://www.jamstec.go.jp/chikyu/ ” 6000m 55

CARTE NAUTICHE

L’Istituto Idrografico della Marina, Ente Cartografico dello Stato, è responsabile della produzione della documentazione

nautica per le acque metropolitane e le aree di influenza economica. Cura la compilazione, la pubblicazione e

l’aggiornamento della cartografia nautica necessaria alle navi di ogni tipo. Concorre alla ricerca scientifica nazionale, nei

settori dell’oceanografia e dell’ambiente marino mediante la gestione di banche dati specifiche relative a parametri

chimico-fisici della massa d’acqua e dei fondali.

Piano cartografico

In veste di Ente della Marina Militare, l’I.I.M. ha fra gli altri compiti quello di curare la produzione di cartografia militare

degli Enti della Difesa e delle Forze Nato. Il documento base per la pianificazione dei programmi di produzione

cartografica, attraverso il quale è possibile realizzare un portafoglio di carte in grado di soddisfare le esigenze nazionali di

cartografia nautica, speciale e militare, è il piano cartografico.

Formato delle carte

I termini “cassetta” ed i suoi derivati, “doppia cassetta” e “mezza cassetta” individuano per consolidata tradizione

idrografica il formato delle Carte Nautiche.

Carte fuori formato: Qualora per particolari esigenze non si possa rispettare uno dei formati indicati, bisognerà

assicurare che il formato “fuori tutto” non sia superiore alle misure massime previste per il taglio “doppia cassetta”.

Per carta formato “cassetta” di intende quella carte che si inserisce sul contenitore a cassetto del tavolo di rotta delle

Unità Navali occupando, senza alcuna piegatura, quasi completamente il piano d’appoggio.

Per carta formato “doppia cassetta” si intende quella carta la cui dimensione è doppia del formato cassetta e si inserisce

nel contenitore a cassetto piegata in due occupando quasi completamente il piano d’appoggio.

Per carta formato “mezza cassetta” si intende quella carta la cui dimensione è circa la metà della carta in formato

cassetta.

I pianetti sono inseriti nei Portolani.

Suddivisione delle carte

- Carte dei Porti e delle Rade Interessano i porti e le rade che rivestono un’importanza dal punto di vista

commerciale e militare. Possono essere rappresentati singolarmente o in riunione a mosaico con scale comprese tra

1:5.000 e 1:10.000 in formato “cassetta” e “doppia cassetta”.

- Carte dei Litorali Interessano i litorali di maggior importanza idrografica, generalmente a cavallo di un porto

principale o di un passaggio intermedio in acque ristrette. La rappresentazione è a scala massima di 1:30.000 in

formato “cassetta” o “doppia cassetta”.

- Carte Costiere a scala 1:100.000 Costituiscono la prima serie base a grande scala del portafoglio I.I.M.,

interessano con continuità le coste nazionali e il formato è in “doppia cassetta”.

- Carte Costiere a scala 1:250.000 Costituiscono la seconda serie base, a media scala, del portafoglio I.I.M.

Interessano con continuità le coste nazionali e parte delle coste estere limitrofe estendibili, in veste internazionale, a

tutta l’area del Mediterraneo. Sono in formato “doppia cassetta”.

- Carte Costiere Regionali Interessano vaste aree regionali, quali le isole maggiori, per avere una visione

cartografica d’insieme. La rappresentazione è a scala variabile intorno a 1:40.000 e il formato è in “doppia cassetta”.

- Carte delle Traversate Interessano vaste aree e consentono la condotta della navigazione d’altura. La

rappresentazione è a scala 1:1.000.000 in veste internazionale e ricoprono tutta l’area del Mediterraneo e del Mar

Nero. Sono in formato “doppia cassetta”.

- Carte Generali Interessano vasti bacini (Mar Mediterraneo e Mar Nero) utilizzate per la pianificazione della

navigazione. La rappresentazione è a piccola scala in veste internazionale non in formato standard.

- Carte Batimetriche Sono rappresentate da carte nautiche con un elevato numero di curve batimetriche. La serie

base è in scala 1:250.000, come naturale estensione in mare della cartografia terrestre prodotta dall’I.G.M. e

rappresenta la topografia della piattaforma continentale. A scala maggiore possono realizzarsi carte batimetriche di

aree limitate per esigenze e finalità prettamente scientifiche. Non sono soggette ad aggiornamento sistematico.

- Carte Didattiche Costituiscono un portafoglio di carte a diverse scale per soddisfare le esigenze didattiche degli

Istituti ed Enti Nautici.

- Carte dei Laghi Interessano i principali laghi italiani riprodotti a scale e formati diversi. Non sono soggette ad

aggiornamento.

- Carte in Consultazione Sono costituite da tutte le carte non più in produzione e che rivestono un interesse

storico. Sono raccolte presso l’Archivio Cartografico, dove è possibile consultarle.

- Carte Varie Carte dei fusi, carte di interesse storico, Planisfero.

- Pianetti Portolano È una rappresentazione cartografica semplificata di un porto o sorgitore da inserire in formato

“pagina” nel Portolano. Viene rappresentata la sola topografia ed eventualmente alcune informazioni nautiche (boe,

isobate, servizi, ecc.).

- Grigliati ad Uso Minerario Sono fogli trasparenti ove è sovrastampato un reticolo geografico di primo in primo da

sovrapporre sulle carte a scala 1:250.000.

- Cartografia Militare Deve soddisfare particolari esigenze militari e rappresenta, secondo tagli e scale diverse, le

principali aree di interesse operativo. È realizzata secondo particolari specifiche tecniche e si suddivide in: Carte

Contro misure mine, Carta ASN, Carte ECHI non sub, Carte anfibie, Carte speciali, Database di interesse militare.

Tipi di carte

La produzione di una carta può essere suddivisa in:

- Nuova Carta (N.C.) Rappresenta la pubblicazione di una carta che modifica uno o più dei seguenti elementi

fondamentali: Sistema geodetico di riferimento (Elissoide e DATUM); Scala di rappresentazione; Limiti geografici;

Rilievi idrografici ex-novo estesi in un’area significativa rispetto a quella di copertura. Sostituisce l’eventuale carta

esistente con lo stesso numero.

- Nuova Edizione (N.E.) Rappresenta la pubblicazione di una carta che senza modificare gli elementi cartografici

fondamentali, elencati precedentemente, contiene almeno una delle seguenti variazioni rispetto all’edizione in

vigore: Modifiche significative che interessano la condotta della navigazione; Modifiche di tale entità che non

possono essere apportate con Avvisi ai Naviganti (AA.NN.); Modernizzazione delle carte; Aggiornamento della parte

terrestre. Sostituisce la precedente edizione.

- Ristampa Rappresenta la pubblicazione di una carta sulla quale sono riportate a stampa le modifiche già diffuse

con Avviso ai Naviganti. Non annulla l’edizione in vigore.

- Tiratura Stampa di una carta esaurita sulla quale non sono intervenuti aggiornamenti.

Identificazione Indentificazione

Numero della carta

Titolo della carta

Stemma

Scala della carta

e parallelo di riferimento

Nota relativa

alla costruzione della carta

Indice grafico dei rilievi

Avvertenze (eventuali)

Carta adiacente a scala analoga

Rif. alla carta a scala maggiore

Dimensione in mm.

Cornice graduata

Coordinata dei vertici

La carta n.1111 “Simboli ed abbreviazioni” viene Data della ristampa

presentata in veste internazionale secondo le

indicazioni della INT1 e le specifiche cartografiche Correzione con AA.NN.

dell’I.H.O. (International Hydrographic Organization). Note editoriali e copyright

In essa sono riportati i simboli e le abbreviazioni,

nazionali ed internazionali, che compaiono sulle carte

I.M.M. (Istituto Idrografico Marina).

La carta n.1111 “Simboli ed Abbreviazioni” viene presentata in veste internazionale

secondo le indicazioni della INT1 e le specifiche cartografiche dell’I.H.O. (Internaztional

Detti simboli ed abbreviazioni consentono di leggere

La carta n.1111 “Simboli ed abbreviazioni” viene

presentata in veste internazionale secondo le

Hydrographic Organization). In essa sono riportati i simboli e le abbreviazioni, nazionali e

correttamente le carte nautiche edite dall’I.I.M., siano

indicazioni della INT1 e le specifiche cartografiche

dell’I.H.O. (International Hydrographic Organization).

esse in veste nazionale che in veste internazionale,

internazionali, che compaiono sulle carte I.M.M. (Istituto Idrografico Marina). Detti simboli

In essa sono riportati i simboli e le abbreviazioni,

nazionali ed internazionali, che compaiono sulle carte

nonché quelle carte edite dai Serivizi Idrografici esteri

ed abbreviazioni consentono di leggere correttamente le carte nautiche edite dall’I.I.M.,

I.M.M. (Istituto Idrografico Marina).

che hanno addottato la simbologia internazionale.

siano esse in veste nazionale che in veste internazionale, nonché quelle carte edite dai

Detti simboli ed abbreviazioni consentono di leggere

correttamente le carte nautiche edite dall’I.I.M., siano

Servizi Idrografici esteri che hanno adottato la simbologia internazionale.

esse in veste nazionale che in veste internazionale,

nonché quelle carte edite dai Serivizi Idrografici esteri

che hanno addottato la simbologia internazionale.

Simbologia

Simbologia SCHEMA INTERPRETATIVO

Schema interpretativo: Generalità Numero della carta, Titolo, Note

Posizioni, Distanze, Direzioni, Bussola

Topografia Configurazioni naturali

Configurazioni artificiali

Punti di riferimento

Porti

Idrografia Maree, Correnti

Profondità

Natura del fondo

Scogli, Relitti, Ostacoli

Installazioni offshore

Rotte

Zone, Limiti

Aiuti e Servizi Segnalamenti luminosi

Boe, Mede

Segnali da nebbia

Radar, Radio, Sistemi radioposiz.

Servizi

Servizi per il diporto

Pianificazione del Rilievo

Rilievi

I rilievi vengono fatti dall’Istituto Idrografico della Marina, che è l’unico che può distribuire queste carte.

Pianificazione del rilievo Stabiliti i limiti del progetto si

procede alla pianificazione operativa del rilievo. È

opportuno riportare su di una carta a scala maggiore i

limiti del progetto, in modo da analizzare accuratamente

la zona da cartografare; si eviterà così di omettere

particolari topo-idrografici importanti per la completezza

della carta stessa e si escluderanno dai limiti di

rappresentazione zone di scarso interesse. Una volta

definiti tali limiti, si provvede a pianificare le linee di

scandagliamento (generalmente a scala maggiore della Stabiliti i limiti del progetto si procede alla pianificazione operativa del rilievo.

È opportuno riportare su di una carta a scala maggiore i limiti del progetto, i

accuratamente la zona da cartografare; si eviterà così di omettere parti

Esecuzione dei Rilievi

carta da realizzare) e le operazioni di topografia.

Esecuzione dei rilievi L’esecuzione dei rilievi è

senza dubbio l’attività più delicata e onerosa, e

costituisce la fase operativa dell’iter

costruttivo. Mentre per la cartografia terrestre

l’occhio dell’osservatore può o direttamente dal

terreno o dalla topografia aerea estrarre tutte le

notizie necessarie, nella cartografia nautica il

cartografo ha a disposizione per la parte a mare solo

una serie di posizioni quotate. L’impiego di

ecoscandagli, sia monofascio sia “multibeam”,

sempre più precisi ha permesso di ottenere una

rilevazione continua, tramite acquisizione

automatizzata, dell’andamento del fondo, decisamente più affidabile rispetto al passato. Tali strumentazioni, unite a

Revisione e Validazione

L’esecuzione dei rilievi è senza dubbio l’attività più delicata e onerosa, e costitu

sistemi sempre più precisi di posizionamento (GPS-DGPS, SYLEDIS, ecc), ha permesso un aumento della velocità di

costruttivo.

esecuzione dei rilievi. Al termine del rilievo vengono compilati e valutati i grafici di scandagliamento e di topografia,

Mentre per la cartografia terrestre l’occhio dell’osservatore può o direttamente

unitamente a tutta la documentazione necessaria per la costruzione della carta.

aerea estrarre tutte le notizie necessarie, nella cartografia nautica il cartografo

a mare solo una serie di posizioni quotate. L’impiego di ecoscandagli, sia

Revisione e Validazione Ogni singolo documento

→ sempre più precisi ha permesso di ottenere una rilevazione continua, tramit

prodotto dalle unità e/o spedizioni idrografiche, viene dell’andamento del fondo, decisamente più affidabile rispetto al passato. Tali s

revisionato presso l’Istituto Idrografico nel Reparto sempre più precisi di posizionamento (GPS-DGPS, SYLEDIS, ecc), ha permesso

Rilievi per valutare l’accuratezza nell’esecuzione dei esecuzione dei rilievi.

rilievi, tenendo conto di due fondamentali requisiti: Al termine del rilievo vengono compilati e valutati i grafici di scandagliamento e

evidenziare i pericoli per la navigazione; fornire una tutta la documentazione necessaria per la costruzione della carta.

corretta rappresentazione dell’andamento del fondo.

La tecnologia ha reso possibile una maggiore velocità

e accuratezza nelle operazioni di verifica dei rilievi,

grazie anche alla standardizzazione dei software Matrice del Magenta

utilizzati sia dagli operatori in zona di operazioni che

da quelli in Istituto. Al termine della revisione i rilievi

sono validati ed inviati in Sala Disegno presso la Divisione Cartografica, ove inizia il processo di costruzione della carta.

Ogni singolo documento prodotto dalle unità e/o spedizioni idrografiche, viene re

Matrice del Magenta Il colore magenta riveste particolare

→ l’Istituto Idrografico nel Reparto Rilievi per valutare l’accuratezza nell’esecuz

importanza perché è inteso - con la sua vivacità - a richiamare

tenendo conto di due fondamentali requisiti:

l’attenzione del navigante su eventuali pericoli. Al termine

– evidenziare i pericoli per la navigazione;

dell’immissione degli elementi, estratti automaticamente da

– fornire una corretta rappresentazione dell’andamento del fondo.

apposite banche dati, il prodotto viene “restituito” sulla matrice

La tecnologia ha reso possibile una maggiore velocità e accuratezza nelle operazio

che contiene le seguenti informazioni: rosa graduata; cavi

rilievi, grazie anche alla standardizzazione dei software utilizzati sia dagli oper

sottomarini; reticolato UTM; avvertenze; cavi sottomarini, zone

operazioni che da quelli in Istituto. Al termine della revisione i rilievi sono validati

regolamentate, divieti, ecc; pennacchio dei fari e fanali; dicitura

Disegno presso la Divisione Cartografica, ove inizia il processo di costruzione della

INT seguito dal numero internazionale della carta; simbologia

prevista in magenta sulla carta dei simboli (n° 1111 Int 1). Il colore magenta riveste particolare importanza perché è inteso - con la sua v

l’attenzione del navigante su eventuali pericoli.

CARTE TINTA MARE BORDINO

Al termine dell’immissione degli elementi, estratti automaticamente da apposite b

! viene “restituito” sulla matrice che contiene le seguenti informazioni:

Piccola e media scala 30 metri 200 metri

– rosa graduata;

(fino a 1:1.000.000) – cavi sottomarini;

– reticolato UTM;

Costiere a media scala 10 o 20 metri 30 o 100 metri

(1:250.000-1:500.000) – avvertenze;– cavi sottomarini, zone regolamentate, divieti, ecc.;

! – pennacchio dei fari e fanali;

l’abbinamento di 10-30 metri o 20-100 metri viene stabilito in fase di costruzione della carta in ragione

– dicitura INT seguito dal numero internazionale della carta;

dell’andamento del fondale nell’area rappresentata – simbologia prevista in magenta sulla carta dei simboli (n°1111 Int 1).

(es: Tirreno 20-100 metri – Alto Adriatico 10-30 metri).

!

Costiere a grande scala 10 metri 30 metri

(1:100.000)

Litorali e dei porti 5 o 10 metri 10 o 20 metri

(maggiore di 1:50.000)

!

l’abbinamento di 5-10 metri o 10-20 metri viene stabilito in fase di costruzione della carta in ragione

dell’andamento del fondale nell’area rappresentata e dell’importanza commerciale del porto.

TELERILEVAMENTO

Alcuni metodi di indagine sullo studio degli oceani sono: ricostruzione della morfologia e della natura del fondo, della

geometria di sedimenti e delle rocce sottostanti, osservazioni di processi in atto nell’ambiente marino, campionamento di

rocce, sedimenti e biota. Tutto ciò si può osservare attraverso metodi diretti o metodi indiretti.

Metodi indiretti

I metodi indiretti utilizzano tecniche particolari senza andare direttamente sul punto marino del fondo, utilizzano

parametri naturali e artificiali, uno di questi è l’utilizzo di onde elettromagnetiche, sono utilizzati da piattaforme remote

(satelliti, aerei, elicotteri e droni). I droni sono molto utilizzati, alcuni aspetti delle onde elettromagnetiche vengono

programmati per una serie di osservazioni che non necessitano grandi costi.

Spettro elettromagnetico

"L'insieme ordinato, di solito secondo la lunghezza d'onda o la frequenza, delle radiazioni elettromagnetiche conosciute

che si estendono dalle più corte, raggi cosmici, alle più lunghe onde Hertziane o radio".

Lo spettro EM è stato arbitrariamente suddiviso in regioni o intervalli cui sono stati attribuiti nomi descrittivi. Le lunghezze d'onda uti

- Alte frequenze, piccole lunghezze d’onda: i raggi gamma e i raggi x (le cui radiazione visibile anch

lunghezze d'onda sono usualmente misurate in angstroms [Å], ovvero in unita' molto avanzati anche on

-8

di 10 cm). La radiazione ultravioletta si estende da circa 300 Å a circa 4000

Å.

- Regioni centrali due le unità di misura: micron (µm), ovvero multipli di 10-6 m

-9

o nanometri (nm), di base 10 m.

- Regione visibile intervallo fra 0.4 e 0.7 µm, o quello equivalente da 4000 a

7000 Å o ancora da 400 a 700 nm.

- Regione infrarossa, compresa fra 0.7 e 100 µm, 4 sottointervalli di particolare

interesse: l'IR riflesso (0.7-3.0 µm); l'IR fotografico (0.7-0.9 µm), ovvero il

range di sensibilità delle pellicole; le bande termiche a (3-5 µm) e (8-14 µm). L’acqua ha un fort

- Lunghezze d'onda maggiori dai mm ai cm ai metri: Regione delle microonde va raggi solari. Si com

da 0.1 a 100 cm; include i range di frequenze di tutti i sistemi radar costruiti maniera differenzia

corrispondono a di

dall'uomo che producono la radiazione a microonde che "illumina" gli oggetti e prossimità della su

estinguersi il rosso,

viene da questi riflessa; Regione di lunghezze d'onda ancora maggiori infine il blu che, a s

(frequenze più basse) oltre i 100 cm corrisponde alle bande radio. estingue a profondi

colonna d’acqua si

naturale possa esse

Le lunghezze d'onda utilizzate sono oltre a quelle della radiazione visibile anche orizzontale localme

Le lunghezze d'onda utilizzate sono oltre a quelle della la verticale.

radiazione visibile anche dell'infrarosso e per taluni sistemi

dell'infrarosso e per taluni sistemi molto avanzati anche onde radar e microonde.

molto avanzati anche onde radar e micronde Attenuazione: irradianza rimanente in seguito ai fenomeni di asso

L’acqua ha un forte potere attenuante nei confronti dei raggi solari. Si comporta da filtro

selettivo attenuando in maniera differenziata le varie lunghezze d’onda (che corrispondono a

diversi colori). Ciò significa che in prossimità della superficie tendono a fermarsi ed

estinguersi il rosso, poi l’arancio, il giallo, il verde ed infine il blu che, a seconda della

trasparenza dell’acqua, si estingue a profondità di alcune centinaia di metri. Nella colonna

d’acqua si può considerare che l’illuminazione naturale possa essere assumibile omogenea

lungo il piano orizzontale localmente ma varia considerevolmente lungo la verticale.

Attenuazione: irradianza rimanente in seguito ai fenomeni di assorbimento e rifrazione.

I metodi indiretti sono dati dalle onde elettromagnetiche, sono principalmente foto aeree (da aereo, elicottero, drone,

L’acqua ha un forte potere attenuante nei confronti dei

raggi solari. Si comporta da filtro selettivo attenuando in

mongolfiera, satellite) e satelliti e sensori multibanda (passivi e attivi).

maniera differenziata le varie lunghezze d’onda (che

corrispondono a diversi colori). Ciò significa che in

Le fotografie aeree (pellicole sensibili allo spettro visibile o all’infrarosso) vengono usate per ottenere informazioni:

prossimità della superficie tendono a fermarsi ed

estinguersi il rosso, poi l’arancio, il giallo, il verde ed

relative alla mappatura e alla classificazione degli ambienti costieri; cambiamenti nella linea di costa; per l’identificazione

infine il blu che, a seconda della trasparenza dell’acqua, si

preliminare di morfologie sommerse a non grande profondità. Le potenzialità di utilizzo, in funzione della torbidità

estingue a profondità di alcune centinaia di metri. Nella

dell’acqua, sono di massimo 15-20 metri. Va sempre comunque tenuto conto delle distorsioni che le fotografie aeree

colonna d’acqua si può considerare che l’illuminazione

subiscono in funzione: dell’inclinazione da 1 a 3 gradi rispetto alla verticale dovuta alla non esatta verticalità dell'asse

naturale possa essere assumibile omogenea lungo il piano

orizzontale localmente ma varia considerevolmente lungo

ottico in funzione dei movimenti dell'aereo; della scala: gli aerei non possono volare ad altitudine costante; dei rilievi che

la verticale.

superano l'altezza media dell'area investigata; della distorsione radiale delle lenti; dell’assenza di copertura nuvolosa;

inoltre solo alcune ore della giornata sono adatte (sole in prossimità dello zenit). A causa dell’assorbimento dovuto alla

eguito ai fenomeni di assorbimento e rifrazione

colonna di acqua, i colori cambiano da verde chiaro a blu, la natura del fondo è la stessa, rocce e massi con copertura

vegetale. Le condizioni di illuminazione e l’uso di pellicole a colori possono fornire immagini di buona risoluzione anche

da un semplice sorvolo di un’area ma, per una analisi accurata, risulta fondamentale poter disporre di riprese ortogonali

di cui è conosciutala quota la rotta dell’aereo, la sua posizione (DGPS o GPS). Non sempre una ripresa se non finalizzata

a delineare anche la morfologia subacquea può risultare utile. Talvolta può essere utile anche l’immagine presa da un

finestrino di un aereo. Si possono utilizzare anche fotografie da stazioni orbitali e shuttle. Le immagini dal web (Google,

Bing, ecc.) sono adatte in genere per un’analisi preliminare; Google offre anche la possibilità di analisi temporali (diverse

immagini della stessa località in anni diversi). Google ha una serie di raccolta di immagini fotografiche molto importanti e

permette di andare a osservare le particolarità morfologiche.

Le onde elettromagnetiche sono ricevute tramite “scanner” (da satellite, aereo, elicottero, drone). Lo "scanner" o

dispositivo a scansione viene in genere utilizzato quando risulta necessario estendere la porzione dello spettro esplorata

dai sistemi fotografici, in tal caso vengono usati rilevatori elettronici o detector operanti in strumenti ottico- meccanici a

scansione. In genere vengono utilizzati due tipi di sensori:

- Sensore passivo dotato solo di un ricevitore

- Sensore attivo dotato di un trasmettitore di onde elettromagnetiche e di un ricevitore adatto a registrale.

Le lunghezze d'onda utilizzate sono oltre a quelle della radiazione visibile anche dell'infrarosso e per taluni sistemi molto

avanzati anche onde radar e microonde.

Nel caso di questi strumenti le radiazioni elettromagnetiche non vengono

registrate su di un supporto analogico (p.e. pellicola fotografica) ma ricevute da

Nel caso di questi strumenti le radiazioni

particolari sensori posizionati su satelliti o su piattaforma aerea; qui vengono

elettromagnetiche non vengono registrate su

di un supporto analogico (p.e. pellicola

trasformate in dati digitali trasmessi e/o elaborati nei laboratori a terra.

fotografica) ma ricevute da particolari

sensori posizionati su satelliti o su

piattaforma aerea; qui vengono trasformate

in dati digitali trasmessi e/o elaborati nei

laboratori a terra

Non tutta la radiazione elettromagnetica

Non tutta la radiazione elettromagnetica viene utilizzata ma particolari filtri

viene utilizzata ma particolari filtri tendono

tendono ad eliminare la radiazione diffusa e quella emessa dall'atmosfera, verrà

ad eliminare la radiazione diffusa e quella

invece utilizzata la radiazione riflessa e la radiazione termica.

emessa dall'atmosfera, verrà invece

utilizzata la radiazione riflessa e la

radiazione termica.

Satelliti (sensori passivi)

In questi ultimi tempi la messa a disposizione di parte della tecnologia militare ha permesso di arrivare anche a qualche

centimetro di risoluzione. Il problema della immagini satellitari è ancora quello del costo che può risultare anche molto

elevato o dell’inaccessibilità ai dati perché esclusivamente ad uso militare. In genere i dati ottenuti tramite "remote

sensing" vengono utilizzati per studiare fenomeni a grande scala, indicatori di condizioni geologiche e processi dinamici

in zone costiere (distribuzione dei sedimenti in sospensione in aree di delta) mentre in aree di mare aperto con acque

profonde sono utilizzati per studiare la circolazione e le correnti oceaniche o i processi legati alla produttività primaria

From Radiation to Scientific Imagery

superficiale. Concetti di base della radiometria, con

particolare attenzione alla emissione

Concetti di base della radiometria, con particolare attenzione alla emissione radiometrica a

radiometrica a colori oceanica.

Per radiometria si intende la misura delle

colori oceanica: radiazioni elettromagnetiche emesse in

una particolare banda dello spettro

Per radiometria si intende la misura delle radiazioni elettromagnetiche emesse in una

elettromagnetico.

particolare banda dello spettro elettromagnetico.

Questa immagine è stata creata combinando differenti lunghezze d’onda luminose e

Questa immagine è stata creata

combinando differenti lunghezze

utilizzando un algoritmo per determinare il livello di clorofilla nelle acque oceaniche

d’onda luminose e utilizzando un

algoritmo per determinare il livello di

superficiali. clorofilla nelle acque oceaniche

superficiali.

Azzurro-blu = scarsa clorofilla Giallo = clorofilla moderata Rosso = alta concentrazione.

Azzurro-blu = scarsa clorofilla

Giallo= clorofilla moderata

Rosso= alta concentrazione

Il punto di partenza è il Sole, fonte principale di energia, inoltre la discussione riguarderà tipi di “remote sensing” che

CZCS Image of Baja California, November 12, 1981

sono capaci di sentire la luce visibile (VIS) o la radiazione termica infrarossa (IR) emessa dalla superficie delle Terra.

La superficie della Terra è formata da numerosi materiali differenti fra loro che interagiscono con la radiazione solare. In

alcuni casi questa radiazione sarà assorbita, in altri casi si avranno fenomeni di riflessione con una radiazione riflessa

identica a quella incidente in altri la radiazione riflessa sarà invece modificata in funzione della natura della superficie

illuminata.

Si considerino per esempio le foglie di un albero. Le foglie contengono clorofilla, un pigmento che usa l’energia luminosa

per produrre carbonio (processo di fotosintesi clorofilliana). La più comune forma di clorofilla (la clorofilla a) assorbe il

blu ed il rosso della radiazione visibile e riflette il verde; in questo modo le foglie della maggior parte degli alberi

appaiono verdi.

La luce solare che colpisce la superficie di una foglia verde sarà modificata; le lunghezze d’onda relative al rosso ed al

blu saranno assorbite e quelle relative al verde saranno riflesse.

Nel caso della regione termica dello spettro la luce può essere assorbita da una superficie e successivamente rilasciata

dalla superficie come calore, che è una radiazione nella porzione infrarossa delle spettro elettromagnetico. La capacità di

rilevare la radiazione infrarossa può così essere utilizzata ad indicare la temperatura di una determinata superficie.

Variazioni nelle temperature possono essere mappate e dare così una maggiore informazione. La temperatura della

superficie marina è variabile e in tal modo questa variabilità può fornire informazioni sull’andamento delle correnti, in tal

modo mappe della temperatura delle acque superficiali oceaniche sono utilizzate dagli oceanografi per studiare le

correnti superficiali anche quando il cielo è coperto da nuvole.

Nel seguito si parlerà di fotoni perché i sensori degli strumenti utilizzati nel remote sensing sono stati disegnati e costruiti

per “sentire” fotoni di diversi tipi di energie. a)Percorso luce

a) Percorso della luce che lascia la superficie marina !

b) Attenuazione della radianza che lascia la superficie marina b)Attenuazione

superficie

c) Scattering della radianza !

d) Bagliore solare (riflessione) c) Scattering de

e) Bagliore solare (luce diffratta) !

f) Diffrazione della luce riflessa d) Bagliore sola

!

g) Luce riflessa attenuata verso il sensore e) Bagliore sola

h) Luce solare diffratta !

i) Luce solare diffratta più volte f) Diffrazione d

!

j) Radianza dalla superficie diffratta verso il sensore g) Luce riflessa

k) Riflessione superficiale poi diffratta verso il sensore !

h) Luce solare d

Lw = Radianza totale dalla superficie marina !

Lr = Radianza sopra la superficie marina dovuta a tutti gli effetti di i) Luce solare d

!

riflesssione j) Radianza dal

Lp = Percorso della radianza atmosferica sensore

!

k) Riflessione s

(Figura da Robinson (1983): Satellite observation of ocean colour, Philo. sensore

Trans. Royal Society of London) Lw radianza totale dalla superficie marina.

Riassumendo, ci sono tre possibili destini per i fotoni: Lr radianza sopra la superficie marina dovuta a tutti gli effetti di rifless

1) Ingresso in atmosfera, impatto su di una superficie, riflessione nello spazio dove è catturato dal sensore.

Lp percorso della radianza atmosferica.

2) Ingresso in atmosfera, impatto su di una superficie, modifiche nelle caratteristiche del fotone, riflessione nello spazio

(Figura da Robinson (1983): Satellite observations of ocean colour,Philo

dove è catturato dal sensore.

3) Ingresso in atmosfera, entrata nell’oceano, assorbimento di alcune lunghezze d’onda con risultato finale che solo

una piccola percentuale della luce in ingresso è restituita modificata all’atmosfera e catturata poi dal sensore.

Quest’ultima radiazione è definita water-leaving radiance ed è quella che gli “ocean sensor color”, costruiti per questo

scopo.

Remote sensing e oceanografia

La radianza è la parte dello spettro elettromagnetico riflesso che viene utilizzata dal sensore. Per sviluppare gli algoritmi,

il filtro matematico che serve ad accentuare o diminuire determinati fenomeni, non è necessario il solo dato acquisito dal

sensore, ma bisogna andare in loco a misurare la radiazione con radiometri e spettrometri.

La conversione delle radianze in prodotti geofisici usa algoritmi sviluppati con minuziose ricerche. Misure estremamente

accurate della radiazione sono state ottenute usando sia radiometri che spettrometri per caratterizzare il segnale

spettrale di un particolare ambiente.

Per i dati ocean color, i radiometri sono stati immersi nelle acque oceaniche a misurare sia la radiazione in entrata che in

uscita. Questi strumenti misurano la variabilità delle luce a numerose e diverse lunghezze d’onda ( in modo particolare

quelle per le quali è stato costruito il sensore posto sul satellite).Nello stesso tempo campioni dell’ambiente (acqua,

vegetazione) vengono esaminati. Nelle acque marine la concentrazione del fitoplancton e della clorofilla vengono

misurate e queste concentrazioni vengono correlate con le misure di radianza.

In tal modo è possibile costruire un algoritmo che permetterà di calcolare la clorofilla solamente utilizzando i dati di

radianza. Risposta spettrale della superficie del mare VIS/IR

-L’acqua è abbastanza trasparente nel VIS dove ha

Uno degli obiettivi del Ocean Color remote sensing è quello di distinguere tipi di acqua differenti e i costituenti che

basso albedo

determinano la differenza nei colori. Un utile algoritmo ideale dovrebbe calcolare la concentrazione di particellato in

poi cresce con ed è massimo nel

-L’assorbimento λ

sospensione nelle acque fangose e la concentrazione di clorofilla sia nelle acque torbide che in quelle limpide.

ThIR e nell’IR lontano.

Risposta spettrale della superficie del mare VIS/IR:

- L’acqua è abbastanza trasparente nel VIS dove ha basso albedo.

- L’assorbimento poi cresce con λ ed è massimo nel ThIR e nell’IR

lontano. Risposta spettrale della superficie del mare VIS/IR Risposta spettrale della su

Riflettanza Riflet

-La riflessione dell’acqua pura è maggiore nel

Riflettanza: -La rifl

blu e quasi nulla nel NIR

- La riflessione dell’acqua pura è maggiore nel blu e quasi nulla nel NIR. blu e qu

-Assorbimento della clorofilla (pigmenti

- Assorbimento della clorofilla (pigmenti fotosintetici – produttività primaria) a 0.46

fotosintetici – produttività primaria) a 0,46 -Assorb

(vicino al blu) e 0.68 (prima del rosso) micron.

(vicino al blu) e 0,68 (prima del rosso) micron fotosint

- I sedimenti in sospensione aumentano la diffusione soprattutto a 0.7/0.8 micron

-I sedimenti in sospensione aumentano la (vicino

(rosso). diffusione soprattutto a 0,7/0,8 micron (rosso) -I sedim

- La sostanza organica disciolta (sostanza gialla) assorbe nel blu.

-La sostanza organica disciolta (sostanza gialla) diffusio

assorbe nel blu -La sos

assorbe

Emissività

Emissività:

-Nel ThIR l’emissività serve per misurare la Sea

- Nel ThIR l’emissività serve per misurare la Sea Surface Temperature o SST.

Surface Temperature o SST Emiss

-Nel Th

Surface

Nel VIS la radiazione con i corpi d’acqua interagisce con:

Pigmenti fotosintetici contenuti nel phytoplancton (clorofilla-a, clorofilla-b,

- ecc… con assorbimenti a λ specifiche)

Particelle inorganiche sospese che diffondono (sedimenti)

- Particelle sospese frutto di decomposizione organica (sostanza gialla)

-

A = Acqua pura; B = Alghe; C = Alghe + sedimenti; D = Alghe + sedimenti +

sedimenti; E = Sedimenti.

La produttività primaria è funzione di:

Biomassa (concentrazione ch)

- Radiazione superficiale

- Parametri fotosintetici

- Elaborazione di algoritmi specifici

Livello 0: i “raw data” Il dato consiste solo del segnale elettronico che si produce quando i fotoni luminosi colpiscono il

sensore. I segnali, in funzione del tipo di sensore utilizzato per osservare la Terra, sono convertiti in pixel, i tasselli di

base delle immagini dei sensori remoti. Al segnale ricevuto vengono assegnati i dati relativi alla navigazione ed altre

informazioni in modo da assicurare che sia possibile conoscere quale sia la regione della Terra osservata dalla spazio. I

segnali elettronici non sono ancora stati convertiti in misure di radianza.

Livello 1 I segnali elettronici vengono convertiti in radianza e informazioni supplementari relative alla calibrazione del

sensore vengono aggiunte.

Passaggio dal livello 1 al livello 2 Consiste nella calibrazione dei dati e nella correzione dovuta all’effetto atmosfera in

modo da ottenere la sola radianza emessa dalla superficie terrestre. Altri controlli sulla qualità del dato vengono

effettuati e la presenza di nuvole, di ghiaccio marino e di terre emerse vengono segnalate utilizzando opportuni retini.

Nel caso di condizioni non usuali o dati anomali si fa ricorso a simboli particolari.

Vengono poi utilizzati anche altri dati in modo da rendere i più accurati possibili i parametri geofisici. I dati provenienti da

altre fonti sono definiti dati ausiliari: velocità del vento, ozono, pressione atmosferica. Una volta ottenute le radianze

dalla superficie altri tipi di routine analitiche possono essere applicati per ottenere altri parametri geofisici o prodotti di

diverso tipo: concentrazione in clorofilla, sedimento in sospensione.

Livello 3 Ulteriore livello che si origina dalla raccolta regolare dai dati in serie temporali per una determinata area della

superficie terrestre. La Terra è divisa in celle disposta in una griglia; Tutti i dati giornalieri, settimanali, mensili o annuali

raccolti in una determinata cella sono sovrapposti in una unica immagine. Ciò permette di trattare i dati da un punto di

vista statistico e a raggruppare insieme determinate regioni.

Una fioritura improvvisa di plancton (plankton bloom) è definita come una rapida e marcata crescita nella popolazione

locale di plancton. Il fenomeno può avvenire in modo repentino e scomparire altrettanto rapidamente. Le fioriture

generalmente indicano una convergenza di fattori tali da incoraggiare la crescita del plancton. I fattori più importanti

sono la luce solare, i nutrienti e i cambiamenti nella temperatura dell’acqua. Le correnti oceaniche possono influenzare

l’apporto di nutrienti necessari per la fioritura e anche favorire o impedire le fioriture a causa dei movimenti di advezione

dell’acqua in superficie e sotto la superficie dell’oceano.

La sequenza degli eventi è di tipo stagionale:

Inverno L’attività del plancton è a livelli bassi a causa della scarsa quantità di luce solare disponibile durante il

- →

corto giorno e per le basse temperature dell’acqua. Se si forma del ghiaccio il plancton ha difficoltà nel crescere e

nel riprodursi. Il plancton può entrare in uno stato di quiescenza a metabolismo ridotto o anche entrare in uno

stadio del ciclo vitale in cui ha differenti forme di resistenza al freddo (incistamento). La vita comunque non è

assente e parte della materia organica prodotta durante la precedente stagione è convertita dai batteri in nutrienti

disciolti (processo definito di rimineralizzazione). La concentrazione in nutrienti nelle acque tende ad aumentare

data la scarsa attività consumatrice del plancton.

Primavera La quantità di luce solare disponibile aumenta giorno per giorno. Le temperature nelle acque

- →

superficiali crescono e il ghiaccio, se presente si scioglie. Il plancton risponde a queste migliori condizioni iniziando

l’attività fotosintetica e la riproduzione, utilizzando l’alta concentrazione in nutrienti disponibili nelle acque

superficiali. Il numero di cellule fitoplanctoniche aumenta con un tasso molto elevato al punto che le singole cellule

sono addensate le une alle altre, raggiungendo le loro maggiori dimensioni e le parti contenenti clorofilla

(cloroplasti) ingrossano in modo tale da poter utilizzare la maggiore quantità di luce possibile. L’abbondanza di

fitoplancton può rapidamente cambiare il colore dell’acqua. Gli erbivori (zooplancton che si nutre di fitoplancton)

crescono e con loro i pesci che di loro si nutrono. La fioritura primaverile (spring bloom) è in piena attività. Tuttavia

tali condizioni non possono durare a lungo: l’esplosiva crescita del fitoplancton consuma rapidamente i nutrienti

disponibili. Al calare dei nutrienti la produttività del fitoplancton diminuisce. Parecchie delle sue cellule muoiono e

cominciano ad affondare verso il fondo. Nello stesso tempo l’aumento di temperatura dell’acqua crea stratificazione

fra le acque calde superficiali e le acque fredde più profonde. Si forma un termoclino, condizione tipica estiva in

numerosi mari.

Estate In condizioni di stratificazione i nutrienti rimineralizzati nelle acque fredde più profonde non possono

- →

raggiungere le acque superficiali, dove maggiore è la quantità di luce. Inoltre la concentrazione dei gas disciolti, in

particolare l’ossigeno, diminuisce a causa sia delle più alte temperature sia del consumo di materia organica ad

opera dei batteri. In condizioni estreme la quantità di ossigeno disponibile può scendere sotto i valori minimi

necessari alla vita dei pesci e si hanno morie di massa.

Autunno La temperatura dell’aria comincia a diminuire. Le temperature delle acque superficiali decrescono

- →

anch’esse al punto che le acque superficiali sono più fredde di quelle profonde. La massa d’acqua diviene instabile e

il vento autunnale può produrre un rimescolamento nella colonna d’acqua favorendo la risalita dei nutrienti che si

erano accumulati nel corso dell’estate. La nuova disponibilità di nutrienti nella zona fotica favorisce una fioritura

autunnale del fitoplancton non nella stessa misura della fioritura primaverile ma comunque significativa nell’ambito

della produzione primaria annuale.

Uno dei più imponenti eventi ecologici sulla Terra è la fioritura primaverile nel Nord Atlantico, come si può osservare

nelle immagini stagionali e regionali del CZCS. La fioritura è simile ad un’onda che inizia tra Capo Hatteras e lo Stretto di

Gibilterra in marzo e si muove verso nord dominando l’Atlantico centrale in maggio raggiungendo in giugno l’Atlantico

Nord Orientale e il Mare del Nord. Gymnodinium breve

Alcune fioriture possono risultare particolarmente dannose come nel caso di quelle prodotte da , una

specie di dinoflagellato responsabile di quelle che vengono chiamate le maree rosse (red tide). La specie produce una

potente neurotossina capace di uccidere i pesci e dare problemi respiratori se inalata. Le maree rosse possono dare

problemi anche alla specie umana se usa come nutrimento specie animali marine che concentrano la neurotossina.

Un altro bloom particolare del plancton degno di nota è

quello prodotto dalla fioritura dei coccolitoforidi, alghe

calcaree unicellulari che producono i coccoliti.

!

Durante la fioritura dei coccolitoforidi l’abbondanza di

coccosfere ricoperte dai coccoliti e i singoli coccoliti sparsi

nell’acqua creano un’ inusuale condizione di riflettività.

!

La produttività è tendenzialmente più bassa nel Mediterraneo orientale, ma è comunque un

In superficie l’acqua può apparire luminosa o bianca.

!

Dallo spazio l’alta riflettività può ingannare il sensore con

bacino oligotrofico. Le aree che sono soggette a trasporto fluviale più intenso sono soggette

una sovrastima della clorofilla e della produttività

primaria.

!

a produttività più abbondante. Legato alla circolazione si vede come il mondo della

Per questa ragione sono stati sviluppati algoritmi

particolari per lo studio delle fioriture dei coccolitoforidi

negli oceani.

produttività cambi attraversando lo stretto di Messina. Le ondulazioni dell’abbondanza della

clorofilla sono legate a fenomeni locali, legati alla circolazione e all’apporto di nutrienti in

superficie. Il mar Nero è un area molto ricca per la produttività primaria, molto legato al

sistema fluviale.

Le fioriture si verificano in ogni luogo, qui è al largo dell’Africa: fioritura di coccolitoforidi alghe calcaree unicellulari,

durante la fioritura l’abbondanza di coccosfere ricoperte da coccoliti e i singoli coccoliti sparsi creano un’inusuale

condizione di riflettività. In superficie l’acqua può apparire bianca e luminosa. Dallo spazio l’alta riflettività può ingannare

il sensore con una sovrastima della produttività primaria. Per questa ragione sono stati sviluppati algoritmi particolari.

sea surface temperature in the Adriatic Sea

climatological means (1981-1999) from AVHRR data

Un altro aspetto molto importante è la temperatura dell’acqua il jan 81-99 feb 81-99 mar 81-99 apr 81-99

mediterraneo anche dal punto di vista della temperatura è differenziato in

due parti quello occidentale più freddo e quello orientale più caldo. Nel corso

degli anni la temperatura può presentare variazioni notevoli. C’è una may 81-99 jun 81-99 jul 81-99 aug 81-99

variabilità nella temperatura superficiale anche dovuta al riscaldamento

globale, l’oceano si riscalda e si raffredda molto lentamente. Si nota come

nei mesi più freddi le temperature siano diverse tra le zone più costiere e

quelle di mare profondo, uguale nei mesi più caldi. Zone in cui la sep 81-99 oct 81-99 nov 81-99 dec 81-99

temperatura ha anomalie strane ovest e sud di creta, nucleo di acqua calda

in superficie circondato da acqua fredda dovute al fenomeno di circolazione

alla mesoscala, risalita delle acque più fredde.

Dati da satelliti con sensori “attivi”

Il sistema T/P di cui si conosce in ogni istante la giusta distanza dal centro della Terra, possiede 2 altimetri che

misurano, inviando segnali radar, la distanza fra il satellite e la superficie dell’oceano. Sottraendo la distanza satellite-

oceano alla distanza satellite centro della Terra si ottiene la distanza relativa della superficie dell’oceano dal centro della

Terra. I risultati delle osservazioni sono stati particolarmente significativi mostrando un Oceano che ha nello stesso

istante altezze differenti fra due suoi punti. La superficie del fondo marino non è tutta alta uguale, ci sono 150m tra

l’oceano Indiano e il Pacifico. Risposta spettrale della superficie del mare con microonde e radar

Risposta spettrale della superficie del mare con microonde e radar

Il SAR rivela caratteristiche della superficie marina, di interesse economico e scientifico (oceanografica fisica): Onde di

gravità (stima dello spettro bidimensionale delle onde); Onde interne; Batimetria (in zone con fondale basso e presenza

di correnti); Correnti e vortici (ed in generale la circolazione marina); Presenza di sostanze oleose (oil slick e oil spill);

Scie di navi. Ciò è dovuto a

meccanismi indiretti, ovvero

all’influenza che tali proprietà del

mare hanno su onde capillari Osservazioni continue per intervalli temporali differenti hanno

permesso di osservare fenomeni come l’azione del vento sulla

responsabili dell’eco radar (agli angoli superficie marina calcolando anche la direzione e la velocità

di incidenza tipici del SAR). del vento stesso.

Osservazioni continue per intervalli temporali

differenti hanno permesso di osservare fenomeni

come l’azione del vento sulla superficie marina

calcolando anche la direzione e la velocità del vento

stesso.

Azione e provenienza dei venti sulla superficie del

mediterraneo, i venti con maggiore velocità sono

nel golfo del Leone e nel mar Egeo, ci permette di

mettere in evidenza le aree a maggior influenza per I venti del Mediterraneo

quanto riguarda l’azione del vento sulla superficie

del mare.

Sistema posizionato su un aereo o elicottero con sistema GPS le onde hanno una capacità di penetrazione importante e

produce che se le profondità non sono eccessive è possibile avere un immagine unica per la parte emersa e quella

sommersa.

ACUSTICA

Si tratta di metodi di indagine indiretti Ricostruzione della morfologia e della natura del fondo, della geometria dei

sedimenti e delle rocce sottostanti, osservazioni di processi in atto nell’ambiente marino. Questo si può fare tramite:

onde acustiche; sismica passiva. Tali metodi possono essere utilizzati: da piattaforme galleggianti (navi) 2,3,4,5,6; da

veicoli subacquei autonomi 2,3,4,5,6; da “benthic lander” 3,6. I metodi acustici sono una forma di "remote sensing" in

cui un ricercatore usa un "attrezzo" per rappresentare il fondo marino e gli strati sottostanti. Il risultato è una

rappresentazione della geologia sub superficiale, un modello basato sulla variabilità dell'impedenza acustica dell'acqua,

del sedimento, della roccia.

Onde acustiche

Le onde acustiche sono onde meccaniche longitudinali con moto oscillatorio che hanno origine in un punto e si

trasmettono con un ritardo che dipende dall'omogeneità del mezzo e dalla distanza rispetto all'origine. L'acustica

subacquea tratta i modi di propagazione del suono e degli ultrasuoni nell'acqua per i seguenti scopi:

Determinare la profondità dell'acqua e costruire carte batimetriche di dettaglio

- Rappresentare il fondo marino per identificare sedimenti superficiali

- Misurare morfologie del fondo quali ripples, etc. etc.

- Misurare lo spessore di strati

- Posizionare tasche di gas, affioramenti rocciosi etc. etc.

- Identificare banchi di corallo ed altre strutture biologiche

- Investigare la geometria del substrato e in tal modo posizionare stazioni di prelievo etc.

-

Oceanografia acustica

I metodi geofisici che sfruttano le leggi dell’acustica in mare, sono individuati come una forma di remote sensing per lo

studio della superficie dei fondali e degli strati sottostanti; in effetti mentre sulla terra le indagini “remote sensing” sono

per lo più caratterizzate dalle diverse forme di telerilevamento satellitare ed aereo, in mare le onde elettromagnetiche

(su cui è basato il principio d’applicazione del telerilevamento) vengono fortemente attenuate dall’acqua. I segnali

acustici sono invece attenuati in misura minore rispetto a quelli ottici ed elettromagnetici, soprattutto a basse frequenze.

Per le onde elettromagnetiche l’attenuazione si manifesta subito.

IL SUONO

!

Caratteristiche Generali

Il suono !

Il suono é un’onda elastica (ha bisogno di un mezzo per propagarsi), longitudinale (la perturbazione avviene

parallelamente alla direzione di propagazione); per la sua esistenza sono, dunque, necessari una sorgente (corpo

Il suono é un’onda elastica (ha bisogno di un mezzo per propagarsi), longitudinale (la perturbazione avviene

vibrante) e un mezzo elastico di propagazione (aria, acqua, ecc..).

!

parallelamente alla direzione di propagazione); per la sua esistenza sono, dunque, necessari una sorgente (corpo

Il suono è, quindi, un modo di trasmissione di energia meccanica che, irradiandosi dalla sorgente attraverso il mezzo di

vibrante) e un mezzo elastico di propagazione (aria, acqua, ecc..). Il suono è, quindi, un modo di trasmissione di energia

propagazione, arriva ai corpi riceventi.

!

meccanica che, irradiandosi dalla sorgente attraverso il mezzo di propagazione, arriva ai corpi riceventi. La perturbazione

La perturbazione che viaggia sul mezzo consiste, fisicamente, in un susseguirsi di pressioni e depressioni e, quindi, in

che viaggia sul mezzo consiste, fisicamente, in un susseguirsi di pressioni e depressioni e, quindi, in un’oscillazione di

un’oscillazione di ogni particella in vibrazione attorno ad una sua posizione media fissa

ogni particella in vibrazione attorno ad una sua posizione media fissa.

Periodo ( T )

E’ l’intervallo di tempo necessario per compiere una vibrazione completa.

Periodo (T) Si misura in secondi ( s ).

È l’intervallo di tempo necessario per compiere una y = Spostamento della particella

vibrazione completa. Si misura in secondi (s). t = Tempo

Se, ad esempio, il periodo è di 1/30 di secondo la sorgente sonora

compie in 1 secondo 30 vibrazioni ( frequenza ).

Frequenza ( f )

E’ il numero di vibrazioni complete che avvengono in un secondo. Si misura in hertz ( H

Frequenza (f)

È il numero di vibrazioni complete che avvengono in un secondo.

Si misura in hertz (Hz). Un hertz significa semplicemente quante vibrazioni al secondo:

50 Hz -> cinquanta al secondo,

100 Hz -> cento al secondo, e così via.

1 chilohertz (simbolo kHz) = 10 Hz = 1.000 Hz

3

1 megahertz (simbolo MHz) = 10 Hz = 1.000.000 Hz

6

Lunghezza d’onda (l ) Lunghezza d’onda (l )

E’ la distanza percorsa dall’onda in un periodo.

E’ la distanza percorsa dall’onda in un periodo.

Perciò, se "v" è la velocità di propagazione , l = v . T oppure l = v / f

Perciò, se "v" è la velocità di propagazione , l = v . T oppure l = v / f

Si misura in metri ( m ).

Lunghezza d’onda (l) Si misura in metri ( m ).

È la distanza percorsa dall’onda in un periodo. Perciò se “v” è la velocità di

propagazione, l = v*T oppure l = v/f. Si misura in metri (m). Ampiezza

L’ ampiezza dell’onda rappresenta lo spostamento massimo delle molecole

d’aria che oscillano intorno alla posizione di equilibrio al passaggio della

perturbazione acustica.

Ampiezza

Ampiezza L’ ampiezza dell’onda rappresenta lo spostamento massimo delle molecole

d’aria che oscillano intorno alla posizione di equilibrio al passaggio della

perturbazione acustica.

L’ampiezza dell’onda rappresenta lo spostamento massimo delle molecole

d’aria che oscillano intorno alla pozione di equilibrio al passaggio della

perturbazione acustica.

Velocità di propagazione

È la velocità con cui il suono si propaga nel mezzo attraversato e dipende dalla densità dello stesso e dal modulo di

compressione (K = Costante); il modulo di compressione, può descrivere a livello macroscopico ,la forza di legame tra le

molecole di un materiale. La velocità di propagazione del suono dipende dalla radice quadrata del rapporto fra K e la

densità del mezzo.

Intensità

L’ intensità (I) è definita come il flusso medio di energia che, nell’ unità di tempo, attraversa un superficie di area

unitaria disposta perpendicolarmente alla direzione di propagazione. È la grandezza che permette di distinguere i suoni

deboli da quelli forti, un suono è tanto più forte quanto maggiore è l’ ampiezza delle oscillazioni della sorgente che lo

genera.

L’ intensità si misura in Decibel (dB). dB = 10*log 10 (I/I0) Dove I0, è il valore d’intensità per cui la sensazione

fisiologica è nulla: I0 = 10-12 W/m2

La scala delle intensità è logaritmica, perciò ogni incremento di 10 dB corrisponde ad un aumento in intensità di un

fattore 10: Il fruscio delle foglie, infatti, e 10 volte più intenso dei mormorii.

L'onda sonora si attenua con la distanza e con nei diversi mezzi (diminuisce il valore di A) a causa della divergenza

f.

sferica (proporzionalmente al quadrato della distanza percorsa) è indipendente da

Impendenza acustica

L'impedenza acustica è il rapporto fra la pressione sonora e la velocità di vibrazione delle particelle in un punto. È una

proprietà caratteristica del mezzo in cui l’onda si propaga. L’impedenza acustica si indica con Z. Z=R=pc dove p è la

densità del mezzo dove l’onda si propaga e c è la velocità di propagazione dell’onda nel mezzo.

Velocità del suono Bisogna necessariamente misurare S e T in situ e poi

calcolare la velocità del suono.

La trasmissione del suono varia nelle sue proprietà a seconda del mezzo in cui avviene la

trasmissione. Per acque di mare con S comprese tra 33°/ e 37°/

00 00

Bisogna necessariamente misurare S e T in situ e poi calcolare la velocità del suono. Per

esistono relazioni empiriche.

!

acque di mare con S comprese tra 33°/00 e 37°/00 esistono relazioni empiriche. Quindi la

!

velocità “v” aumenta all'aumentare di P, T, e S. Quindi la velocità “v” aumenta

all'aumentare di P, T, e S

T produce un aumento della velocità approssimativamente di 3m s-1 per 1°C in condizioni

medie vicino alla superficie.

S produce un aumento della velocità approssimativamente di 1.3m s-1 per un incremento

di salinità dell’ 1‰.

P produce un aumento della velocità approssimativamente di 1.8m s-1 per ogni 100 metri

di profondità.

Comportamenti caratteristici delle onde

Riflessione

Quando le onde incontrano un ostacolo e rimbalzano sulla sua superficie. La riflessione di un'onda sonora avviene

quando essa incontra un mezzo con impedenza acustica diversa. La riflessione di un'onda sonora avviene quando essa

incontra un mezzo con impedenza acustica diversa (pesci, sommergibili, navi, icebergs, bolle di gas, fondale fangoso o

solido). Le variazioni di velocità e densità nella colonna d'acqua non sono tali da causare riflessioni delle onde sonore. La

riflessione avviene con un angolo uguale all'angolo di incidenza e viene definita con il coefficiente di riflessione: F = (Z -

2

Z )/(Z +Z ) se Z = Z F = 0 se Z F =+1 se Z F =-1.

≫Z ≪Z

1 1 2 1 2 1 2 1 2

Rifrazione

Quando il mezzo in cui le onde si propagano cambia. Per esempio quando le onde passano dall'aria all'acqua la loro

velocità cambia e può cambiare anche la loro direzione. La rifrazione delle onde sonore (cambiamento di direzione) è il

risultato principale della variazione di velocità nella colonna d'acqua. Legge di Snell senα1/senα2 = v1/v2. Poiché le

masse oceaniche sono essenzialmente stratificate in senso orizzontale, le onde sonore che viaggiano in direzione circa

verticale subiscono piccole rifrazioni. Onde che viaggiano in direzione orizzontale con grandi angoli di incidenza con le

superfici di iso-velocità , subiscono grandi deviazioni. Nella zona superficiale degli oceani intorno a 1000 metri di

profondità, la presenza di un livello a bassa velocità causa la diffrazione delle onde sonore che si concentrano in un

canale orizzontale di propagazione preferenziale del suono che viene chiamato "Sound Channel" o "SOFAR channel"

(Sound Fixing And Ranging).

Nell’ambiente marino si utilizzano:

Lunghezze d’onda λ da 50 m a 1 mm

- Frequenze f da 30 Hz a 1.5 MHz (1 Hz = 1 ciclo al secondo)

-

In aree costiere:

Determinare la profondità dell’acqua (rilievi batimetrici)

- Rappresentare il fondo marino per identificare sedimenti superficiali, misurare morfologie del fondo quali ripples,

- ecc.

Misurare lo spessore di strati

- Posizionare tasche di gas, affioramenti rocciosi, ecc.

- Identificare banchi di corallo ed altre strutture biologiche.

-

In aree di mare aperto:

Determinare la profondità dell’acqua e costruire carte batimetriche di dettaglio

- Investigare la geometria del substrato e in tal modo posizionare stazioni di prelievo, ecc.

-

Ecoscandagli, side-scan sonar e subbottom profiler sono le tre classi principali di strumenti usati per raccogliere dati

geofisici in programmi di esplorazione in oceano. Sono tutti e tre sistemi acustici che, emesso un impulso sonoro

nell'acqua, misurano il tempo trascorso tra l'emissione del segnale e il ricevimento del segnale di ritorno, riflesso da

"bersagli" superficiali o presenti al di sotto del fondo stesso.

La tabella elenca le frequenze utilizzate dai più comuni strumenti acustici utilizzati.

Frequenze utilizzate dai più comuni strumenti acustici utilizzati:

!

Acustic System Frequency Purpose

(KHz)

Sea floor

Echo Sounder (single beam) 12-400 Measure water depth for bathymetric mapping

Echo sounder (multibeam) 12-455 Map sea floor topography and structure

!

Side Scan Sonar 30 - 500 Map sea floor topography, sediment type,

texture,outcrops,man-made debris, structures.

!

Below sea floor

Subbottom profiler*-chirp (3.5*)1.5 – 9.0 High – resolution subbottom

Electromechanical

Acustipulse 0.8 – 5.0 Bottom penetration to 30 m

Uniboom 0.4 – 14 15-30 cm resolution with 30-60 m penetratio

Bubble pulser 0.4 Similar to Uniboom

Assorbimento e Diffrazione f

La diffrazione è causata dalla deviazione dell'onda da parte di materiale solido sospeso e risulta dipendente da .

Risoluzione orizzontale

'E determinata dall'ampiezza (angolo al di sotto della nave) del fascio di onde emesse.

Maggiore è l'angolo maggiore è l'area del fondale che produce riflessioni. Se il fondale non è

L’assorbimento è causato dalla trasformazione di energia cinetica in energia termica e chimica da parte delle molecole

omogeneo il trasduttore riceve riflessioni da aree laterali alla verticale della nave.

f

d'acqua e risulta indipendente da . 'E possibile concentrare elettronicamente il fascio in angoli molto piccoli (alcuni gradi ) se le

frequenze sono elevate.

Risoluzione orizzontale:

È determinata dall'ampiezza (angolo al di sotto

della nave) del fascio di onde emesse. Maggiore è

l'angolo maggiore è l'area del fondale che produce 4,5°

30°

3

riflessioni. Se il fondale non è omogeneo il 0

trasduttore riceve riflessioni da aree laterali alla °

verticale della nave. 'E possibile concentrare

Risoluzione verticale

elettronicamente il fascio in angoli molto piccoli

Le riflessioni vengono prodotte da discontinuità fisiche nel mezzo che hanno

(alcuni gradi) se le frequenze sono elevate. Narrow beam

Wide beam

dimensioni Ne consegue che tanto maggiore è f (quindi minore tanto parametric source

sub-bottom profiler

<=λ/4. λ)

minore è la dimensione della discontinuità visibile da un'onda riflessa.

Risoluzione verticale:

Le riflessioni vengono prodotte da discontinuità fisiche nel mezzo che

f

hanno dimensioni <=λ/4. Ne consegue che tanto maggiore è (quindi

minore λ) tanto minore è la dimensione della discontinuità visibile da

un'onda riflessa.

Poiché la discontinuità acqua di mare/fondale marino è molto netta (pochi

Si definisce Zona di Fresnell l'area sottesa da un fascio di onde che raggiunge il fondo del

centimetri o alcuni millimetri)per determinarla con precisione è necessario

mare e che produce riflessioni che contribuiscono a formare il segnale di ritorno.

usare frequenze elevate (>10 kHz).

La zona di Fresnell è tanto più piccola quanto più elevata è la frequenza f e quanto più

ridotto è l'angolo di emissione del fascio di onde.

Poiché la discontinuità acqua di mare/fondale marino è molto netta

(pochi centimetri o alcuni millimetri)per determinarla con precisione è

Si definisce Zona di Fresnell l'area sottesa da un fascio

necessario usare frequenze elevate (>10 kHz).

di onde che raggiunge il fondo del mare e che produce

riflessioni che contribuiscono a formare il segnale di

ritorno. La zona di Fresnell è tanto più piccola quanto

f

più elevata è la frequenza e quanto più ridotto è

l'angolo di emissione del fascio di onde.

à di potenza

nale emesso, la

azione è

mente

zionale alla A parità di potenza del segnale emesso, la penetrazione è inversamente

one. proporzionale alla risoluzione.

a con bassa

nza penetra

ma risolve solo Un’onda con bassa frequenza penetra molto ma risolve solo discontinuità

inuità molto molto estese; un'onda con alta frequenza penetra poco (viene attenuata

un'onda con velocemente) ma risolve discontinuità sottili.

quenza

a poco (viene

ta

mente) ma

discontinuità Un trasduttore acustico è un particolare congegno elettro-meccanico che emette

onde sonore in frequenza e lunghezza d’onda note e costanti. Le onde che

ritornano dalla colonna d’acqua e dal fondo per i fenomeni di riflessione,

“eccitati”

rifrazione e diffrazione vengono captate da ricevitori passivi che sono

dall’arrivo dell’energia acustica

Un trasduttore acustico è un particolare congegno elettro-

meccanico che emette onde sonore in frequenza e lunghezza

d’onda note e costanti. Le onde che ritornano dalla colonna

d’acqua e dal fondo per i fenomeni di riflessione, rifrazione e

diffrazione vengono captate da ricevitori passivi che sono

“eccitati” dall’arrivo dell’energia acustica.

Che cosa succede sotto la chiglia di una nave che si muove sulla superficie marina:

l’acqua superficiale è in genere ricca di bolle d’aria e il movimento della prua della

nave e dello scafo spostano lateralmente e sotto la chiglia della nave un certo volume

di quest’acqua. Il movimento della massa d’acqua spostata si manifesta dapprima, in

prossimità della prua come un flusso laminare che presto tende a diventare turbolento

Che cosa succede sotto la chiglia di una nave che si muove

sulla superficie marina: l’acqua superficiale è in genere ricca

di bolle d’aria e il movimento della prua della nave e dello

scafo spostano lateralmente e sotto la chiglia della nave un

certo volume di quest’acqua. Il movimento della massa

d’acqua spostata si manifesta dapprima, in prossimità della

prua come un flusso laminare che presto tende a diventare

turbolento. In tal modo la nave si muove sopra uno strato

nti a questo punto attraversano 2 mezzi ad impedenza

a e le bolle d’aria. Ciò provoca tutta una serie di riflessioni, d’acqua in movimento; acqua che era all’origine ricca di

eboliscono molto il segnale del trasduttore in uscita e il bolle d’aria che sono aumentate anche a seguito dello

rso i ricevitori Le onde acustiche degli strumenti a questo punto attraversano 2

spostamento provocato dalla nave stessa.

acustica molto diversa: l’acqua e le bolle d’aria. Ciò provoca tut

rifrazioni e diffrazioni che indeboliscono molto il segnale del tra

In tal modo la nave si muove sopra uno strato d’acqua in movimento; acqua che era

La posizione ottimale dovrebbe essere quella segnale di ritorno in entrata verso i ricevitori

Le onde acustiche degli strumenti a questo punto attraversano 2 mezzi ad impedenza acustica molto diversa: l’acqua e le

all’origine ricca di bolle d’aria che sono aumentate anche a seguito dello spostamento

dove il flusso è ancora laminare, all’estremità

della prua.

provocato dalla nave stessa

bolle d’aria. Ciò provoca tutta una serie di riflessioni, rifrazioni e diffrazioni che

“beccheggio”

Ma qui il in caso di mare mosso La posizione ot

indeboliscono molto il segnale del trasduttore in uscita e il segnale di ritorno in dove il flusso è

è molto forte e il trasduttore soggetto a forti

entrata verso i ricevitori. della prua.

sollecitazioni verticali.

La posizione ottimale dovrebbe essere quella dove il flusso è ancora laminare, “becc

Ma qui il

è molto forte e

all’estremità della prua. Ma qui il “beccheggio” in caso di mare mosso è molto forte e sollecitazioni ve

il trasduttore soggetto a forti sollecitazioni

In alcuni casi si utilizza il sistema di posizionare

verticali.

si tende la strumentazione in una navicella (blister) appesa

rca 1/3 Su navi di medie dimensioni si tende a sistemare il trasduttore a circa 1/3 della

sotto la chiglia per allontanarla dalla superficie

rtendo da lunghezza della nave partendo da prua. In una posizione più arretrata le onde

Su navi di medie dimensioni si tende

retrata le marina. a sistemare il trasduttore a circa 1/3

acustiche tenderebbero ad attraversare il flusso turbolento con effetti negativi sulla

ad attraversare della lunghezza della nave partendo da

Ciò aumenta però il pescaggio della nave e ne può

loro emissione e ricezione.

negativi sulla prua. In una posizione più arretrata le

rallentare la velocità onde acustiche tenderebbero ad attraversare

il flusso turbolento con effetti negativi sulla

loro emissione e ricezione.

In alcuni casi si utilizza il sistema di In alcuni casi si u

posizionare la strumentazione in una la strumentazion

navicella (blister) appesa sotto la chiglia per sotto la chiglia pe

allontanarla dalla superficie marina. Ciò marina.

aumenta però il pescaggio della nave e ne Ciò aumenta per

può rallentare la velocità. rallentare la velo

In navi di grandi dimensioni (>70-80 metri)

si utilizza la tecnica del chiglia mobile. Una

parte della chiglia lavora come la deriva sulle

piccole barche a vela. viene calata e portata

in profondità durante l’acquisizione e ritirata

durante la navigazione di trasferimento. Il

sistema è molto costoso e richiede

disponibilità di spazio a bordo. Il trasduttore

è però portato in profondità sotto gli strati

In navi di grandi dimensioni (>70-80 metri) si utilizza

d’acqua ricchi di bolle d’aria. la tecnica del chiglia mobile. Una parte della chiglia lavora

come la deriva sulle piccole barche a vela.

viene calata e portata in profondità durante l’acquisizione e

In navi di grandi dimensioni (>70-80 metri) si utilizza

ritirata durante la navigazione di trasferimento.

la tecnica del chiglia mobile. Una parte della chiglia lavora

Il sistema è molto costoso e richiede disponibilità di spazio

come la deriva sulle piccole barche a vela.

a bordo. Il trasduttore è però portato in profondità sotto gli

viene calata e portata in profondità durante l’acquisizione e

strati d’acqua ricchi di bolle d’aria.

ritirata durante la navigazione di trasferimento.

Il sistema è molto costoso e richiede disponibilità di spazio

a bordo. Il trasduttore è però portato in profondità sotto gli


ACQUISTATO

1 volte

PAGINE

149

PESO

26.71 MB

PUBBLICATO

7 mesi fa


DETTAGLI
Corso di laurea: Corso di laurea in scienze e tecnologie geologiche
SSD:
A.A.: 2017-2018

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher lauramacrinss di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Introduzione alla geografia degli oceani e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Milano Bicocca - Unimib o del prof Corselli Cesare.

Acquista con carta o conto PayPal

Scarica il file tutte le volte che vuoi

Paga con un conto PayPal per usufruire della garanzia Soddisfatto o rimborsato

Recensioni
Ti è piaciuto questo appunto? Valutalo!

Altri appunti di Corso di laurea in scienze e tecnologie geologiche

Esercitazione Geofisica
Esercitazione
Introduzione alla geochimica
Appunto
Nozioni, Principi di geologia
Appunto
Parte due, Principi di geologia
Appunto