S16.1 L’impatto dello spazio e delle scale temporali sul campionamento e sulla strumentazione

Le scale temporali e spaziali dei fenomeni fisici oceanografici sono state riassunte nel Capitolo 1 (Figura 1.2). I requisiti di raccolta dei dati per studiare i moti con così tante variazioni di tempo e spazio sono impegnativi e richiedono un’ampia varietà di metodi di campionamento. Come descritto nel Capitolo 6, gli studi a quasi tutte le scale richiedono una media o un filtraggio per rimuovere lo spazio e le scale temporali che non sono di interesse. Non è possibile misurare ogni spazio e scala temporale, tuttavia, per formare medie e statistiche perfette. Pertanto gli oceanografi osservativi devono comprendere le fonti di errore e di incertezza, che possono essere dovute a limitazioni strumentali o di campionamento, o a segnali a diverse frequenze e lunghezze d’onda.

Per esempio, i tradizionali profili oceanografici profondi (Sezione S16.4) sono stati e continuano a essere realizzati da navi da ricerca per studiare le scale spaziali e temporali molto grandi della circolazione oceanica e delle distribuzioni di proprietà. Questi rimangono l’unico modo per misurare l’oceano profondo con alta precisione, e l’unico modo per fare la maggior parte delle misure chimiche. Una stazione oceanografica profonda può richiedere fino a tre ore e una sezione trasversale attraverso un oceano può richiedere fino a due mesi, ponendo dei limiti all’interpretazione. I profili individuali, molto separati, non possono essere usati per studiare le maree, le onde interne o i vortici, per esempio, ma questi e altri movimenti su scala minore influenzano le misure delle singole stazioni. Ci sono, tuttavia, modi utili per elaborare e analizzare i dati in modo che possano essere utilizzati per studiare il grande spazio e le scale temporali di interesse.

Come secondo esempio, gli altimetri satellitari (Sezione S16.9.9) misurano l’altezza della superficie dell’oceano, passando sopra ogni punto della superficie dell’oceano ogni settimana o due. L’altezza della superficie dipende da diverse cose: la circolazione oceanica, le onde di superficie e le maree, l’espansione e la contrazione dovute a più o meno calore o sale nell’acqua, e la distribuzione non uniforme della massa nella terra solida (variazioni del geoide). Il geoide, che non varia nel tempo, domina il segnale altimetrico. Perciò le misure altimetriche dipendenti dal tempo sono state molto utili, fornendo informazioni significative sulla “mesoscala” dipendente dal tempo (da decine a centinaia di chilometri) e sulla dipendenza temporale su larga scala dell’altezza della superficie del mare, che è associata ai cambiamenti della circolazione su larga scala, alla variabilità del clima come El Niño, e all’aumento globale del livello del mare.

L’interpretazione delle misure altimetriche in presenza di espansione termica richiede informazioni sulla struttura della temperatura e della salinità sotto la superficie, che un satellite non può vedere. Pertanto le misure in situ sono combinate con l’altimetria. Dal momento che i diversi set di dati non corrispondono nella frequenza di campionamento e nella posizione, la combinazione pone sfide significative per l’analisi dei dati, affrontate più recentemente attraverso l’uso dell’assimilazione dei dati (Sezione 6.3.4). E come terzo esempio tratto dall’altimetria, i molti giorni tra i passaggi del satellite su una data località significa che le scale temporali più brevi, dovute per esempio alle maree, sono misurate in momenti diversi dei loro cicli su ogni passaggio del satellite. Questo “aliasing” produce una falsa scala temporale lunga (sezione 6.5.3). Grande attenzione viene posta nella scelta della frequenza orbitale del satellite e nell’interpretazione dei dati per trattare adeguatamente queste scale temporali più brevi, per rimuoverle il più possibile dalle scale temporali più lunghe.

Ritornando all’osservazione della circolazione su scala più ampia dall’alto al basso dell’oceano, che è l’obiettivo primario di questo testo, potrebbe sembrare che l’impiego di numerosi strumenti che misurano direttamente le correnti sia l’approccio migliore. In effetti, all’inizio del ventunesimo secolo è stato avviato un programma globale (Argo, descritto nella sezione S16.5.2) per monitorare continuamente la velocità all’interno della colonna d’acqua, utilizzando galleggianti subacquei relativamente poco costosi che seguono le correnti subsuperficiali (per lo più ad una sola profondità) e riferiscono ai satelliti ad intervalli regolari. Questo programma ha già rivoluzionato l’osservazione dell’interno dell’oceano, principalmente a causa dei profili di temperatura e salinità raccolti ad ogni viaggio in superficie, che è stato standardizzato ad intervalli di dieci giorni; i dati di velocità sono stati meno utilizzati. Un dispiegamento globale di drifters di superficie realizza lo stesso obiettivo alla superficie del mare (Sezione S16.5.1). Questi metodi di campionamento lagrangiano su tutto l’oceano non erano possibili prima dell’inizio delle comunicazioni satellitari globali, ed è ancora proibitivamente costoso strumentare l’oceano a tutte le profondità. I correntometri, sia meccanici che acustici, misurano direttamente il flusso in un dato punto per diversi anni; sono stati sviluppati e distribuiti ampiamente dopo gli anni ’50. I correntometri danno informazioni sulla velocità (velocità e direzione) dell’acqua solo vicino alla posizione (nel tempo e nello spazio) dello strumento stesso; l’esperienza indica che grandi variazioni di velocità possono verificarsi su piccole distanze così come su piccoli intervalli di tempo. A causa di queste scale spaziali e dell’alta spesa per il dispiegamento dei correntometri, non si è dimostrato possibile strumentare ampiamente l’oceano. I misuratori di corrente sono ora utilizzati principalmente in correnti ben definite di non più di diverse centinaia di chilometri di larghezza, o in specifiche aree target per campionare tutte le scale temporali (l’intero spettro temporale) in quella zona, a volte per molti anni. Tutte le misurazioni di correnti dirette del sottosuolo hanno fornito solo una piccola parte della nostra conoscenza osservata della circolazione oceanica. D’altra parte, dove sono state utilizzate, forniscono informazioni inestimabili; per esempio, quantificando il trasporto totale e le variazioni di correnti forti e relativamente strette come la Corrente del Golfo o il Kuroshio.

In mancanza di sufficienti misure dirette delle correnti oceaniche, gli oceanografi che studiano la circolazione usano metodi indiretti. Uno dei più antichi, rimasto in uso molto comune, è il metodo geostrofico o dinamico, che mette in relazione la distribuzione orizzontale della pressione con le correnti orizzontali (Sezione 7.6). La maggior parte delle correnti con scale temporali superiori a pochi giorni (eccetto all’equatore) sono in equilibrio geostrofico, che è un equilibrio tra la variazione orizzontale (gradiente) di pressione e la forza di Coriolis. La velocità geostrofica è perpendicolare alla direzione del gradiente di pressione dovuto alla rotazione terrestre. La distribuzione della pressione dipende dall’altezza della superficie del mare e anche dal profilo verticale della densità dell’acqua marina ad una data latitudine e longitudine. Così il metodo principale per la mappatura della circolazione oceanica è stato quello di misurare la distribuzione della temperatura e della salinità dell’oceano. La distribuzione della densità è poi calcolata, da cui il gradiente di pressione orizzontale è calcolato ad ogni profondità, data un’assunzione del gradiente di pressione ad una profondità (che potrebbe essere in superficie, a causa dell’altezza della superficie). Le correnti geostrofiche sono poi calcolate.

Il passo di stimare il gradiente di pressione ad una profondità non è banale, data la generale mancanza di osservazioni di velocità distribuite. (I dispiegamenti di galleggianti nel sottosuolo a partire dagli anni ’90 sono stati motivati in primo luogo dal fornire un tale campo di velocità a una profondità). L’approccio tradizionale è stato quello di richiedere la conservazione della massa all’interno delle regioni oceaniche e poi di fare ipotesi educate sulla distribuzione della velocità ad una data profondità, basandosi sulla mappatura delle distribuzioni delle proprietà all’interno dell’oceano. I “metodi inversi” (introdotti ma non sviluppati nella sezione 6.3.4) formalizzano l’uso di vincoli basati sulla conservazione della massa e sulle distribuzioni delle proprietà, che sono influenzate dal mescolamento.

Alcune proprietà dell’acqua sono anche tracciatori intrinseci del tempo (sezioni 3.6 e 4.7). Questi includono i traccianti che sono biologicamente attivi e vengono ripristinati in luoghi specifici. Per esempio, il contenuto di ossigeno viene saturato attraverso il contatto con l’atmosfera nello strato superficiale, e viene poi consumato dai batteri all’interno della colonna d’acqua, producendo un’età approssimativa per una data particella d’acqua. L’orologio incorporato del decadimento radioattivo nei traccianti transitori offre più promesse, in quanto è indipendente dal carattere fisico e biologico dell’ambiente. I traccianti antropogenici come i clorofluorocarburi (CFC) sono stati iniettati nel sistema terrestre dall’uomo. Se la storia del loro rilascio nell’ambiente è nota, come nel caso dei CFC, allora sono utili traccianti dei percorsi intrapresi dalle acque oceaniche di superficie mentre si spostano nell’oceano interno.

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