A08
320
Andrea Atzeni
Dispense di idraulica marittima
Copyright © MMXI
ARACNE editrice S.r.l.
www.aracneeditrice.it
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via Raffaele Garofalo, 133/A–B
00173 Roma
(06) 93781065
isbn 978–88–548–3813–0
I diritti di traduzione, di memorizzazione elettronica,
di riproduzione e di adattamento anche parziale,
con qualsiasi mezzo, sono riservati per tutti i Paesi.
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senza il permesso scritto dell’Editore.
I edizione: gennaio 2011
INDICE
INTRODUZIONE
XI
PARTE PRIMA - PRINCIPI DI OCEANOGRAFIA
CAPITOLO 1: CARATTERISTICHE FISICHE E CHIMICHE DELL'ACQUA
DI MARE. MORFOLOGIA DEI FONDALI MARINI
1.1 PROPRIETÀ DELL’ACQUA DI MARE
1.2 COMPOSIZIONE E SALINITÀ DELL’ACQUA MARINA
1.3 TEMPERATURA DEL MARE
1.4 DENSITÀ
1.5 MORFOLOGIA DEI FONDALI MARINI
9
11
13
16
18
Esercizio 1.1. Bilancio idrologico dello Stagno di Mistras
23
CAPITOLO 2: MAREE, ALTRE VARIAZIONI LENTE DI LIVELLO E BACINI A MAREA
2.1 I CORPI CELESTI E LE FORZE CHE GENERANO LE MAREE
2.2 TEORIA STATICA DELLE MAREE
2.3 LA DEFORMAZIONE DELLA SUPERFICIE LIBERA DEL MARE
2.4 LA DEFORMAZIONE DELLA SUPERFICIE LIBERA RISPETTO AD UN SISTEMA
GEOGRAFICO TERRESTRE
2.5 L’EFFETTO DEL CAMPO GRAVITAZIONALE SOLARE
2.6 EFFETTI DELLA ROTAZIONE TERRESTRE E DEI CONTINENTI
SULL’ONDA DI MAREA
2.7 L’ONDA LUNGA DI PICCOLA AMPIEZZA IN UN SISTEMA INERZIALE
2.8 RIFLESSIONE DELLE ONDE E ONDE STAZIONARIE
2.9 CONDIZIONI DI RISONANZA
2.10 ONDA LUNGA PROGRESSIVA IN UN SISTEMA ROTANTE
2.11 ONDA LUNGA STAZIONARIA IN UN SISTEMA ROTANTE
2.12 LE MAREE NEGLI OCEANI
2.13 CORRENTI DI MAREA
2.14 ANALISI ARMONICA DELLE MAREE
2.15 OSCILLAZIONI LENTE DI LIVELLO PRODOTTE DA ALTRE FORZANTI
29
31
35
36
38
2.17.1 SCAMBI IDRICI DEI BACINI A MAREA
2.17.2 COLMO DI MAREA IN BACINO, RITARDO, CORRENTI DI FLUSSO E RIFLUSSO
2.17.3 RISPOSTA DEL BACINO ALLA SOLLECITAZIONE MAREALE
40
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68
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Esercizio 2.1. Dimensionamento di un impianto ittico di cattura
Esercizio 2.2. Verifica di un impianto ittico di cattura
73
77
2.15.1 GLI EFFETTI METEOROLOGICI
2.15.2 SESSE
2.15.3 TSUNAMIS
2.16 MISURA DEL LIVELLO DEL MARE
2.17 BACINI A MAREA
CAPITOLO 3: CORRENTI MARINE. EFFETTI METEOROLOGICI
SUL LIVELLO DEL MARE
3.1 IL CAMPO DELLA GRAVITÀ
3.2 I CAMPI DELLA MASSA E DELLA PRESSIONE
3.3 MARE BAROTROPICO E MARE BAROCLINO
3.3.1 LE EQUAZIONI DEL MARE BAROCLINO E DEL MARE BAROTROPICO
3.3.2 LE EQUAZIONI DEL MOTO
3.3.3 L’APPROSSIMAZIONE IDROSTATICA
85
85
86
87
87
89
INDICE
VI
3.4 CORRENTI DI DENSITÀ
3.5 CORRENTI DI DERIVA
3.5.1 CORRENTI DI DERIVA LONTANO DALL’EQUATORE, SU PROFONDITÀ INFINITA
3.5.2 LA CORRENTE DI DERIVA SU FONDALE INFINITO
3.5.3 CORRENTE DI DERIVA SU PROFONDITÀ FINITA
3.5.4 CORRENTI DI DERIVA ALL’EQUATORE
3.6 CORRENTI DI PENDENZA
3.7 SISTEMA ELEMENTARE DI CORRENTI IN UN MARE BAROTROPICO
3.7.1 MARE APERTO
3.7.2 MARE CHIUSO
3.8 PROFILO DI MASSIMA PENDENZA DELLA SUPERFICIE LIBERA DEL MARE
SOTTO L’AZIONE DEL VENTO
3.9 L’AZIONE DELLA PRESSIONE ATMOSFERICA SULLA SUPERFICIE DEL MARE
3.10 VELOCITA’ DEL VENTO E TENSIONE TANGENZIALE
Esercizio 3.1 Calcolo dell’innalzamento del livello del mare per effetto di una data
condizione meteorologica
90
93
93
94
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97
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104
104
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112
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116
119
CAPITOLO 4: CENNI SULL’OCEANOGRAFIA DEL MARE MEDITERRANEO
4.1 OROGRAFIA DEI CONTINENTI CIRCOSTANTI
4.2 MORFOLOGIA DELLE COSTE E DEI FONDALI
4.3 LE CARTE BARICHE AL SUOLO
4.4 I CAMPI BARICI
4.5 I VENTI DEL MEDITERRANEO
4.6 IL REGIME SALINO
4.7 MAREE E CORRENTI DI MAREA
4.8 LA CIRCOLAZIONE DELLE CORRENTI
4.8.1 LE CORRENTI SUPERFICIALI
4.8.2 LE CORRENTI DELLE ACQUE INTERMEDIE
TESTI DI APPROFONDIMENTO
RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI
125
126
127
129
133
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142
143
143
PARTE SECONDA - MOTO ONDOSO REGOLARE
CAPITOLO 5: ONDE IRROTAZIONALI DI PICCOLA AMPIEZZA
5.1 IPOTESI DI BASE
5.2 EQUAZIONI DEL MOTO
5.3 CONDIZIONI AL CONTORNO
5.4 DETERMINAZIONE DELLA FUNZIONE POTENZIALE
5.5 CARATTERISTICHE DELLE ONDE PROGRESSIVA E STAZIONARIA
5.6 CELERITA’ DELL’ONDA
5.7 CINEMATICA DEL MOTO ONDOSO
5.8 DETERMINAZIONE DEL COEFFICIENTE DI RIFLESSIONE
5.9 DISTRIBUZIONE DELLA PRESSIONE NEL CASO DI UN’ONDA PROGRESSIVA
5.10 DISTRIBUZIONE DELLA PRESSIONE DELL’ONDA STAZIONARIA
5.11 ENERGIA DELL’ONDA PROGRESSIVA
5.12 POTENZA DEL MOTO ONDOSO IN UNA SEZIONE
5.13 PROPAGAZIONE DELL’ENERGIA
151
152
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168
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172
174
Dispense di Idraulica Marittima
VII
CAPITOLO 6: ONDE IRROTAZIONALI E ROTAZIONALI DI AMPIEZZA FINITA. ONDE DI
TRASLAZIONE
6.1 ONDA IRROTAZIONALE DI AMPIEZZA FINITA SU PROFONDITÀ INFINITA
(SECONDA APPROSSIMAZIONE)
6.1.1 CONDIZIONI AL CONTORNO
6.1.2 ELABORAZIONE DELLE CONDIZIONI ALLA SUPERFICIE LIBERA
6.1.3 POTENZIALE DI VELOCITÀ E FORMA DELL’ONDA
6.1.4 TRAIETTORIE E VELOCITÀ DELLE PARTICELLE
6.1.5 FRANGIMENTO DELL’ONDA
6.2 ONDE IRROTAZIONALI DI AMPIEZZA FINITA SU PROFONDITÀ FINITA
6.3 ONDA ROTAZIONALE DI AMPIEZZA FINITA SU PROFONDITÀ INFINITA
(GERSTNER)
6.4 ONDA TROCOIDALE DI AMPIEZZA INFINITESIMA SU PROFONDITÀ FINITA
6.5 ONDA TROCOIDALE STAZIONARIA
6.6 ONDE CNOIDALI E SOLITARIE
6.7 CAMPI DI VALIDITÀ DELLE DIVERSE TEORIE
Esercizio 6.1. Calcolo di alcune caratteristiche dell’onda di Stokes alla seconda
approssimazione
Esercizio 6.2. Calcolo della forma dell’onda trocoidale
181
181
181
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189
189
192
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195
196
198
199
CAPITOLO 7: TRASFORMAZIONI NON ENERGETICHE DELLE ONDE MONOCROMATICHE
7.1 CELERITÀ DELL’ONDA NELLE ZONE DI TRASFORMAZIONE
7.2 RIFRAZIONE DELL’ONDA MONOCROMATICA
7.3 TRASFORMAZIONE DELL’ENERGIA SPECIFICA
7.4 COEFFICIENTE DI PROFONDITA’ E FRANGIMENTO
7.5 DIFFRAZIONE
7.5.1 MOLO RETTILINEO INDEFINITO
7.5.1.1 Molo Rettilineo Indefinito Perfettamente Assorbente
7.5.1.2 Determinazione del Potenziale di Velocità
7.5.1.3 Forma dell’Onda e Coefficiente di Diffrazione
7.5.1.4 Molo Perfettamente Riflettente
7.5.2 MOLO RETTILINEO DI LUNGHEZZA FINITA
7.5.3 VARCO IN UN MOLO RETTILINEO
7.6 RIFRAZIONE E DIFFRAZIONE COMBINATE
7.7 RIFLESSIONE DELLE ONDE
205
206
210
212
215
215
216
217
217
220
221
222
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225
CAPITOLO 8: TRASFORMAZIONI ENERGETICHE DELLE ONDE MONOCROMATICHE
8.1 DETERMINAZIONE DEI FRANGENTI SOTTO COSTA
8.2 FORMA DEI FRANGENTI E LORO PREVISIONE
8.3 DISSIPAZIONE DELL’ ENERGIA NEL FRANGENTE E A VALLE
8.4 ABBASSAMENTO DEL LIVELLO MEDIO A MONTE DEL FRANGENTE E SUO
INNALZAMENTO A VALLE (SET DOWN; SET UP)
8.4.1 SPINTA E FLUSSO DI QUANTITÀ DI MOTO DEL MOTO ONDOSO
8.4.2 CALCOLO DEL WAVE SETDOWN
8.4.3 CALCOLO DEL WAVE SETUP
235
237
239
241
241
242
244
8.5 CORRENTI LONGITUDINALE E TRASVERSALE PRODOTTE SOTTO COSTA
DAL MOTO ONDOSO (LONG SHORE CURRENT; RIP CURRENT)
8.6 INNALZAMENTO DEL LIVELLO NELLA SPONDA
246
247
TESTI DI APPROFONDIMENTO
RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI
253
253
INDICE
VIII
PARTE TERZA - MOTO ONDOSO REALE
CAPITOLO 9: IL MOTO ONDOSO IRREGOLARE
9.1 CASUALITA’ DELLE OSCILLAZIONI RAPIDE DEL LIVELLO DEL MARE
9.2 LA FUNZIONE DENSITÀ DI PROBABILITÀ
9.3 CALCOLO DELLE MEDIE
9.4 FUNZIONE DISTRIBUZIONE DI PROBABILITÀ
9.5 DENSITÀ DI PROBABILITÀ DEL SECONDO ORDINE
9.6 RAPPRESENTAZIONE SPAZIALE DEL MOTO ONDOSO REALE
9.7 MEDIE D’INSIEME E MODELLO DEL MOTO ONDOSO
9.8 MISURA DELLA CORRELAZIONE
9.9 AUTOCORRELAZIONE
9.10 ANALISI DI FOURIER
9.11 DISTRIBUZIONE DELLE ALTEZZE DELLE ONDE IRREGOLARI
9.12 LA DISTRIBUZIONE DI RAYLEIGH DELLE ALTEZZE D’ONDA
9.13 PROBABILITÀ DELLE ONDE DI ALTEZZA MASSIMA
9.14 CALCOLO DELLA VARIANZA
9.15 PROPRIETÀ DELLO SPETTRO DI FREQUENZA
9.16 AMPIEZZA DEGLI SPETTRI DEL MOTO ONDOSO REALE
9.17 DISTRIBUZIONE DEI PERIODI DELLE ONDE IRREGOLARI
261
261
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291
292
296
297
CAPITOLO 10: RICOSTRUZIONE, PREVISIONE E FONTI DELMOTO ONDOSO REALE
10.1 LO SVILUPPO DEL MOTO ONDOSO REALE
10.2 I MODELLI AVANZATI DI PREVISIONE DEL MOTO ONDOSO DAI DATI
METEOROLOGICI
10.3 UN MODELLO SEMPLIFICATO DI RICOSTRUZIONE DEL MOTO ONDOSO
DAI DATI ANEMOMETRICI
10.4 DETERMINAZIONE DEL VENTO DA INTRODURRE NEL CALCOLO
10.4.1 PREPARAZIONE DEI DATI DI VENTO
10.4.1.1 Quota
10.4.1.2 Velocità del Vento Mediata sulla Durata
10.4.1.3 Correzione di Stabilità
10.4.1.4 Localizzazione della Stazione Entroterra
10.5 LE FONTI DEI DATI ANEMOMETRICI
10.5.1 VENTI MISURATI IN MARE
10.5.2 VENTI MISURATI IN STAZIONI ANEMOMETRICHE VICINE AL CORPO IDRICO
10.5.3 VENTI CALCOLATI CON L’IMPIEGO DELLE CARTE BARICHE
10.6 LE FONTI DEI DATI ONDAMETRICI
10.7 LE FORME DEGLI SPETTRI DI FREQUENZA
10.7.1 RICOSTRUZIONE E PREVISIONE DEGLI SPETTRI
10.7.2 FORMA DEGLI SPETTRI IN FUNZIONE DEI PARAMETRI DELL’ONDA
10.8 SPETTRO DIREZIONALE
301
303
306
309
310
310
311
311
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313
313
313
314
315
318
318
320
322
CAPITOLO 11: LE TRASFORMAZIONI DEL MOTO ONDOSO IRREGOLARE
11.1 TRASFORMAZIONE DEL PARAMETRO DI DISPERSIONE
11.2 RIFRAZIONE
11.3 COEFFICIENTE DI PROFONDITÀ
11.4 DIFFRAZIONE
11.4.1 CALCOLO APPROSSIMATO DELL’ONDA DIFFRATTA DA UN PROMONTORIO
O DA UN’ISOLA
11.5 MOTO ONDOSO RIFLESSO
11.6 MOTO ONDOSO FRANGENTE
327
328
332
333
338
339
341
Dispense di Idraulica Marittima
11.7 RUN-UP
11.8 RUN-UP, RUN-DOWN SUI PARAMENTI DELLE OPERE DI DIFESA
11.9 ONDE DI INFRGRAVITÀ
IX
346
348
349
CAPITOLO 12: CRITERI PER LA SCELTA DELL'ONDA DI PROGETTO
12.1 SERIE ANNUALI E SERIE LIMITATE INFERIORMENTE
12.2 CONSIDERAZIONI SUI CAMPIONI DI DATI
12.3 PERIODO DI RITORNO, DISTRIBUZIONE DI PROBABILITÀ E FREQUENZE
CUMULATE
12.4 SCELTA DELLA DISTRIBUZIONE E CALCOLO DEI PARAMETRI
12.4.1 IL METODO DEI MOMENTO
12.4.2 I METODI DELLA PROBABILITÀ PESATA E DEGLI L-MOMENTI
12.4.3 IL METODO DELLA MASSIMA VEROSIMIGLIANZA
12.4.3 IL METODO DEI MINIMI QUADRATI
12.4.4 IL METODO ESTESO DEI MINIMI QUADRATI
12.5 FATTORE DI FREQUENZA
12.6 ERRORE STANDARD E INTERVALLO DI CONFIDENZA DELLA STIMA
12.7 LE DISTRIBUZIONI CONTINUE
12.7.1 LA DISTRIBUZIONE DI GUMBEL (ESTREMALE TIPO I)
12.7.1.1 Stima dei Parametri della Distribuzione di Gumbel
12.7.1.2 Fattore di Frequenza della Distribuzione di Gumbel
12.7.1.3 Errore Standard
12.7.2 LA DISTRIBUZIONE DI WEIBULL (ESTREMALE TIPO III)
12.7.2.1 Stima dei Parametri
12.7 2.2 Fattore di Frequenza
12.7.2.3 Errore Standard della Stima
12.8 CALCOLO DEI PARAMETRI CON IL METODO DEI MINIMI QUADRATI
12.8.1 LA FREQUENZA CUMULATA E LA VARIABILE RIDOTTA
12.8.2 CALCOLO DEI PRAMETRI
12.8.3 EVENTI ESTREMI E TEMPO DI RITORNO
12.8.4 INTERVALLO DI CONFIDEZA
12.9 CONFRONTO DEI VALORI ESTREMI OTTENUTI CON I DUE METDI DI CALCOLO
DEI PARAMETRI
12.10 DISTRIBUZIONE DISCRETA DI POISSON
12.11 DURATA DELLA TEMPESTA E SUA PERSISTENZA SOPRA UNA DATA SOGLIA
12.12 DETERMINAZIONE DELL’ONDA DI PROGETTO
12.11.1 VITA DI PROGETTO DELL’OPERA E RISCHIO DELL’EVENTO
12.11.2 OPERA RICADENTE IN ACQUE DI TRASFORMAZIONE
12.11.3 OPERA RICADENTE IN ACQUE BASSE
353
355
359
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363
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364
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382
383
384
384
385
386
386
ESERCIZIO 12.1 Calcolo delle onde estreme al largo per la determinazione dell’onda
di progetto di una assegnata opera
388
ESERCIZIO 12.2. Trasferimento delle onde estreme all’opera
393
TESTI DI APPROFONDIMENTO
RIFERIMENTI BIBLIOGRAFICI
397
397
Indice analitico
399
XI
INTRODUZIONE
L’Idraulica Marittima studia la statica, la cinematica e la dinamica dei fluidi nei domini,
estesi in due o tre dimensioni, appartenenti allo strato superficiale del mare e dei corpi
idrici costieri. Il suo scopo è quello di fornire la conoscenza di base alle applicazioni nel
campo delle Costruzioni Marittime e, più in generale, in quello dell’ambiente marino e
costiero. Il suo preminente interesse è rivolto al territorio compreso tra l’entroterra, inteso come limite esterno al regime marino, e la fascia di mare che si estende fino a qualche decina di metri di profondità, ove si incontra il limite fuori costa (offshore).
Il mare rappresenta quindi l’oggetto principale della conoscenza per dare risposta ai
problemi che emergono dalla necessità di operare in quell’ambiente, vuoi per la creazione di nuove infrastrutture civili necessarie per i trasporti marittimi e per la realizzazione di manufatti di attraversamento di specchi marini, vuoi per la realizzazione di scarichi a mare di acque usate, il prelevamento di quelle marine e la difesa di aree costiere
dall’azione erosiva del mare. L’Idraulica Marittima, quindi, è nata, si è sviluppata e continua a svilupparsi per fornire gli strumenti necessari per il dimensionamento e le verifiche di opere proprie delle Costruzioni Marittime; attinge in parte dall’Oceanografia Fisica e in parte sviluppa particolari branche di questa disciplina, come ad esempio lo studio del moto ondoso in tutti i suoi aspetti.
Il volume è articolato in tre parti, ciascuna delle quali è stata divisa in quattro capitoli: parte prima, principi di oceanografia fisica, parte seconda, moto ondoso regolare e,
parte terza, moto ondoso irregolare.
La prima parte tratta, brevemente, dell’Oceanografia Fisica vista in funzione degli
aspetti applicativi propri dell’ingegneria. Saranno, quindi, esaminate le proprietà
dell’acqua di mare, le maree e le altre variazioni graduali del livello del mare, nonché i
loro effetti sui corpi idrici costieri, quali le lagune e le foci fluviali, e le correnti marine.
La seconda parte del libro, dedicata al moto ondoso, comprende lo studio delle onde
regolari di piccola ampiezza e, sia pure con minore approfondimento, di ampiezza finita. Sono poi trattate le trasformazioni energetiche e non energetiche subite dalle onde
regolari nella propagazione verso riva.
La terza parte tratta lo studio delle onde irregolari e delle loro trasformazioni nella
propagazione verso costa, come è stato fatto per le onde regolari. Infine viene trattato lo
studio delle onde estreme che costituisce la base per orientare il progettista nella scelta
dell’onda di progetto delle opere marittime.
Ringraziamenti. Sento il dovere di porgere i miei ringraziamenti al prof. ing. Andrea Balzano del Dipartimento di Ingegneria del Territori dell'Università di Cagliari per aver letto il manoscritto e per aver
contribuito a migliorare la comprensione del testo.
I miei ringraziamenti vanno anche al dott. ing. Andrea Sulis che ha curato la revisione delle bozze e
dato preziosi suggerimenti e a mio figlio Paolo, ingegnere libero professionista nel campo dell’Ingegneria
Marittima e Costiera, che ha curato la grafica è mi ha fornito alcuni documenti.
PARTE PRIMA
PRINCIPI DI OCEANOGRAFIA FISICA
Piccola nave oceanografica della Società Hydraulics Research Limited di Wallingford
Principi di Oceanografia Fisica
3
L’oceanografia fisica è brevemente trattata per dare in primo luogo alcune informazioni
sulle caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare avendo come obiettivo gli aspetti
di stretto interesse degli ingegneri civili e ambientali.
Un altro aspetto importante per l’ingegnere è la conoscenza dei fenomeni di oscillazione graduale del livello del mare come la marea astronomica e le variazioni di livello
prodotte da altri fenomeni di tipo meteorologico, sismico e idrodinamico. In particolare
è stata sviluppata la teoria statica delle maree e i condizionamenti che queste oscillazioni di livello subiscono per effetto della rotazione terrestre.
Verso riva le maree hanno influenza sui corpi idrici costieri, lagune e stagni, alle cui
bocche producono correnti di flusso e riflusso. Un metodo, detto statico, viene illustrato
per la previsione dell’attenuazione del livello e del ritardo del colmo e del cavo di marea
nelle lagune.
Lo studio della circolazione delle correnti marine costituisce un aspetto importante
della conoscenza, specialmente per l’ingegnere ambientale. In questa prima parte delle
Dispense, dopo un cenno all’impostazione delle equazioni che reggono il comportamento del mare baroclino si presentano le equazioni del mare barotropico e la semplificazione cui si addiviene nel caso in cui si trattano le onde lunghe o di acque basse. Sotto
questa ipotesi viene trattato lo studio delle correnti di densità, di deriva e di pendenza.
Nel quarto capitolo si tratta dell’oceanografia del Mare Mediterraneo, comprendente
un cenno alla climatologia di questo mare interno e al regime dei venti e delle correnti
di superficie e di profondità, queste ultime dette delle acque intermedie; del Mediterraneo sono anche trattati il regime salino e quello mareale.
CAPITOLO 1
CARATTERISTICHE FISICO-CHIMICHE DELL’ACQUA
DI MARE. MORFOLOGIA DEI FONDALI MARINI
Morfologia e batigrafia degli oceani
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
7
La misura delle grandezze fisiche e la determinazione delle caratteristiche chimiche
dell’acqua di mare in tutto il suo dominio appartiene a quella parte dell’Oceanografia
nota con il nome di Idrologia Marina. Parametri idrologici sono dette tutte le grandezze misurate per la quantificazione fisica e per la determinazione della composizione
chimica dell’acqua di mare.
In Oceanografia la determinazione dei parametri idrologici riveste una importanza
notevole sia per la conoscenza delle differenze tra le diverse acque che si possono incontrare in mare, sia per la determinazione delle interazioni reciproche quando esse entrano in contatto tra loro. Le caratteristiche che l’acqua acquisisce in una specifica zona
di un mare o di un oceano, ove essa permane per un certo tempo, dipendono dalle condizioni climatiche della zona e dalla forma del bacino di contenimento del corpo idrico.
Dopo alcune considerazioni sulle proprietà dell’acqua di mare, nel presente capitolo
saranno presi in esame, fra tutti i parametri idrologici di interesse per gli oceanografi,
solo quelli comunemente utilizzati dall’ingegnere nell’Idraulica Marittima: la densità, la
salinità e la temperatura. Alla fine del Capitolo, in considerazione dell’importanza che
la forma del recipiente contenitore del fluido in movimento riveste nell’ambito
dell’idrodinamica, sarà fornita una breve descrizione della morfologia dei fondali marini
e delle coste in genere.
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
1.1
9
PROPRIETÀ DELL’ACQUA DI MARE
Si stima che i mari e gli oceani contengano un volume idrico di circa 1372×106 km3. In
media dalla superficie marina evapora annualmente un volume d’acqua pari a 334×103
km3 di cui 99×103 km3 ricade sui continenti alimentando i fiumi, i laghi, i ghiacciai e
rendendo possibile la vita sulla terra. Attraverso i fiumi le acque, arricchite dei sali disciolti per effetto del contatto e della filtrazione nelle terre, ritornano al mare chiudendo
il ciclo idrologico. Il susseguirsi dei cicli idrologici, in uno con la peculiare capacità
dell’acqua di sciogliere le sostanze e i composti chimici, determina la salinità dei mari.
Dal punto di vista chimico l’acqua pura (H2O) è un composto simile al fluoruro di idrogeno (HF), all’ammoniaca (NH3) e all’acido cloridrico (HCl). Ma mentre il punto di
ebollizione alla pressione atmosferica normale di questi ultimi è rispettivamente di 21°,
–33° e –85°C, il punto di ebollizione dell’acqua è di 100 °C e non di –83 °C, quale sarebbe se fosse un normale composto chimico della categoria di appartenenza. Questa
però non è la sola anomalia dell’acqua, infatti, mentre tutti i composti e le sostanze
chimiche si espandono quando vengono riscaldate e si contraggono quando vengono
raffreddate, l’acqua segue solo parzialmente questo comportamento. Sotto i 4 °C, al diminuire della temperatura l’acqua si espande e alla solidificazione, intorno a 0 °C, si espande ulteriormente di circa il 9%. Se non esistesse questa anomalia il ghiaccio sarebbe più pesante dell’acqua, si depositerebbe sui fondali marini invece di rimanere in superficie e verrebbe quindi meno la funzione dello strato di ghiaccio che, invece, esercitando una forte azione coibente, contribuisce come un mantello alla conservazione del
calore delle acque sottostanti.
Un’altra anomalia dell’acqua, importante per la distribuzione del calore sulla terra,
riguarda il suo potere calorifico che, se si eccettua l’ammoniaca, è più alto di quello di
tutti i liquidi e solidi presenti in natura. Questo fatto permette all’acqua, specialmente a
quella degli oceani, di accumulare, per effetto dell’irraggiamento solare, grandissime
quantità di calore che può restituire successivamente all’atmosfera e in zone diverse da
quelle in cui lo ha ricevuto. Inoltre, contrariamente a quanto accade sulla terra, ove la
penetrazione è limitata a pochi centimetri, i raggi solari penetrano attraverso i corpi idrici fino a grandi profondità interessando al riscaldamento enormi volumi d’acqua.
Infine, come si è accennato sopra, l’acqua, più di ogni altro liquido, scioglie molte
sostanze e composti chimici; per questo il mare contiene un grande numero di sostanze
chimiche disciolte, alcune delle quali costituiscono la base per il nutrimento di minuti
organismi (phytoplankton) da cui, in ultima analisi, dipende tutta la vita marina.
Nella molecola d’acqua (H2O), gli atomi di idrogeno formano con l’atomo di ossigeno un angolo di circa 105°. A causa di questa forma la molecola è in grado di sviluppare
un elevato momento dipolare che conferisce all’acqua la più alta costante dielettrica tra
tutti i liquidi conosciuti. Il calcolo della costante dielettrica di un dato materiale si esegue facendo il rapporto tra la capacità di un condensatore tra le cui armature è interposto quel materiale, che costituisce il dielettrico, e la capacità che lo stesso condensatore
ha quando tra le armature si interpone il vuoto.
Detta Q0 la carica elettrica del condensatore che ha per dielettrico il vuoto e V la
tensione tra le armature, si ha
Q0 = C0 V ,
(1.1)
Capitolo 1
10
essendo C0 la costante dielettrica del vuoto.
Se tra le armature si interpone una sostanza diversa dal vuoto, per la stessa tensione
si ha
Q = CV .
(1.2)
Q
C
=
=ε
Q0 C0
(1.3)
Il rapporto
è detto costante dielettrica del mezzo interposto tra le armature rispetto al vuoto. Ovviamente la costante dielettrica del vuoto vale ε 0 = 1 .
Ecco i valori della costante dielettrica di alcuni materiali
aria:
ε = 1,0006
vetro:
ε = 5 ÷7
ε =2
petrolio:
ε =6 ÷8
mica:
ε = 81
acqua:
L’elevato valore della costante dielettrica conferisce all’acqua la proprietà di sciogliere le sostanze, in particolare quelle ioniche come i sali, con notevole intensità. È noto infatti che il modulo della forza di attrazione tra le cariche elettriche degli atomi
componenti di una data sostanza vale
F=
1 ee'
,
ε r2
(1.4)
essendo e, e' le cariche elettriche ed r la distanza tra le cariche. Quindi, se un sale, come
ad esempio il cloruro di sodio (NaCl), viene messo in acqua, la forza attrattiva che tiene
uniti i due ioni cloro e sodio in aria si riduce di 81 volte, tanto che il sale si discioglie.
La forma della molecola d’acqua è anche molto adatta alla costruzione di legami tra
le molecole stesse dando luogo a complessi polimeri composti solitamente di 6 molecole: (H2O)6. Le modalità con cui le molecole si raggruppano influiscono sulla densità
dell’acqua. Si distinguono in proposito:
molecole raggruppate in modo da formare una struttura tetraedrica (acqua I, volume massimo)
molecole raggruppate in modo da formare una struttura parallelepipeda (acqua II)
molecole raggruppate in modo da formare una struttura sferica (acqua III, volume
minimo)
Dai 0 °C ai 4 °C la diminuzione di volume dovuta alla giustapposizione delle molecole d’acqua, il cui polimero passa dalla forma tetraedrica (acqua I) alla forma sferica
(acqua III), prevale sull’aumento di volume conseguente all’incremento di temperatura,
dando luogo, come si è accennato sopra, alla ben nota anomalia dell’acqua che ha un
massimo di densità alla temperatura di 3,98 °C. Per temperature superiori ai 4 °C
l’acqua riprende il comportamento, tipico di tutte le sostanze, caratterizzato da diminuzione di densità all’aumentare della temperatura (in questo caso l’aumento di volume
dovuto all’incremento di temperatura prevale sull’effetto di raggruppamento).
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
11
La scoperta degli isotopi dell’idrogeno e dell’ossigeno ha modificato la concezione
dell’acqua. Infatti esistono atomi di idrogeno di massa 1 (1H) e di massa 2 (2H), e atomi
di ossigeno di massa 16 (16O), 17 (17O), e 18 (18O). Combinando queste cinque specie
atomiche si possono realizzare nove differenti molecole d’acqua. Il 99,73% del volume
d’acqua pura è costituito da molecole del tipo 1H216O, la restante parte dagli altri otto tipi di molecole. L’isotopo dell’idrogeno 2H è chiamato deuterio, e 2H216O acqua pesante
che differisce molto, per le sue proprietà fisiche, dall’acqua comune.
1.2
COMPOSIZIONE E SALINITÀ DELL’ACQUA MARINA
Il peso delle sostanze disciolte in un kp d’acqua di mare rappresenta la salinità (S) che
convenzionalmente viene espressa in ‰. Negli oceani la salinità varia tra il 34‰ ed il
38‰ ed ha il valore medio di circa il 35‰, cioè 35 grammi peso di sali in un chilogrammo peso di acqua.
Nei mari in cui sfociano numerosi fiumi la salinità si può abbassare; è questo il caso
delle zone più interne del Mar Baltico dove la salinità può ridursi a valori molto bassi
(0.5÷1‰), mentre la sua salinità media è del 6‰.
Laddove l’evaporazione supera gli apporti di acqua dolce la salinità aumenta. Nel
Mare Mediterraneo essa, mediamente, è del 38‰; sotto costa, nelle zone aride, ove
l’evaporazione supera di gran lunga le precipitazioni, la salinità può arrivare al
43÷45‰, come nel Mar Rosso, o perfino superare tali valori, come in certi stagni costieri della Sardegna (Stagno di Mistras: salinità media annua pari a circa il 50‰). Nella
Tab. 1. I sono riportate le proporzioni dei principali sali presenti in 1 m3 d’acqua di mare a 20 °C con S=35‰.
È appena il caso di far notare che 1 m3 d’acqua marina a 20 °C, con S =35‰, contiene 35.956 kp di sali disciolti. La contraddizione è solo apparente in quanto la salinità
non è riferita al volume ma al peso. Infatti 1 m3 di acqua a 20 °C e 35‰ di salinità pesa
1024.78 kp e quindi, per definizione di salinità, occorre dividere il peso del sale 35.956
kp per il peso del metro cubo d’acqua 1024.78 kp. Si ottiene così
35.956/1024.78=0.035087≅35‰.
È stato rilevato che, indipendentemente dalla concentrazione assoluta, le proporzioni
relative dei principali costituenti della salinità sono, con buona approssimazione, costanti fino alla seconda cifra decimale. Fanno eccezione i mari dove si hanno notevoli
diluizioni.
Così, nei problemi pratici, è sufficiente conoscere la concentrazione di un solo componente (il maggiore) per determinare la concentrazione degli altri. Pertanto, per conoscere la salinità in modo relativamente semplice, si potrà eseguire l’analisi chimica solo
sul componente ionico maggiormente rappresentato, l’ione cloro, determinando quantitativamente i cloruri.
Il più vecchio metodo chimico di determinazione dei cloruri, ancora oggi valido,
consiste nella titolazione al nitrato d’argento (AgNO3) del campione di acqua di mare.
Quindi, noti i cloruri, si otterrà immediatamente la salinità con la formula (UNESCO,
1963)
S = 1.80655 [Cl ] ,
(1.5)
Capitolo 1
12
Tab. 1. I. Principali sali presenti in 1 m3 d’acqua di mare a 20 °C con S=35‰.
NOME DEL SALE
Cloruro di sodio
Cloruro di magnesio
Solfato di magnesio
Solfato di calcio
Solfato di potassio
Carbonato di calcio
Bromuro di potassio
Solfato di stronzio
Altri sali
TOTALI
SIMBOLO
NaCl
MgCl2
MgSO4
CaSO4
K2SO4
CaCO3
KBr
SrSO4
-
PESO [kp]
28.014
3.812
1.752
1.283
0.816
0.122
0.101
0.028
0.028
35.956
%
77.91
10.60
4.87
3.56
2.27
0.34
0.29
0.08
0.08
100.00
ove S e [Cl] sono espressi in ‰ in peso. Occorre tenere presente, però, che il nitrato
d’argento fa precipitare, oltre al cloro, anche gli altri alogeni - fluoro (F), bromo (Br),
iodio (I) e astato (At) - presenti nel campione. Se quindi si vuole una misurazione precisa (salinità alla seconda cifra decimale), come talvolta è necessario in oceanografia, si
può tenere conto di ciò paragonando la misura del campione titolato al nitrato d’argento
con quella di un volume d’acqua “normale” al 35‰, di cui è nota la quantità di cloruri.
Il peso di acqua normale P che fa precipitare la stessa quantità di nitrato d’argento del
campione permette di determinare i cloruri e quindi, mediante l’eq. (1.5), la salinità del
campione. Infatti così come un kp di acqua normale contiene 19.37394 grp di cloruri, P
kp della stessa acqua ne contiene 19.3739×P grp e quindi il campione risulta avere una
salinità di
S = 1.80655 × 19.37394 × P = 35 × P
L’acqua normale è preparata per questo scopo dal Laboratorio Idrografico di Copenaghen. Molto spesso, la moderna strumentazione per il monitoraggio oceanico dispone
di sensori di conducibilità elettrica. Questo parametro fisico misura l’attitudine del mezzo a lasciar passare la corrente elettrica (conduttività); esso è legato alla resistenza specifica (resistività) r dalla relazione
k=
1
.
r
(1.6)
Il sensore misura la resistenza R (in Ohm) esistente tra due elettrodi. Da questa misura si può risalire alla conduttività mediante la formula
k=
1 l
,
Rσ
(1.7)
essendo l e σ due costanti dello strumento dipendenti rispettivamente dalla distanza tra
gli elettrodi e dall’area della sezione interessata dal campo elettrico presente tra di essi.
Dalla misura di R si può quindi risalire alla conduttività. Essendo il mare un buon elettrolita, maggiore è la sua salinità, maggiore sarà la sua conduttività e viceversa. Poiché tutti gli elettroliti, e tutti i conduttori in genere, sono sensibili alla temperatura, un
legame biunivoco tra conduttività e salinità può essere stabilito solo a temperatura costante. Nella Fig. 1. 1 è riportato il diagramma che lega direttamente la conduttività alla
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
13
salinità per tre distinti valori della temperatura. In oceanografia occorre tenere conto che
la conduttività è anche funzione della pressione: infatti essa decresce con la pressione e
la sua diminuzione è più rapida alle basse temperature. La determinazione della salinità
per mezzo di misure di conduttività elettrica è attualmente adottata anche in oceanografia.
1.3
TEMPERATURA DEL MARE
La temperatura superficiale dell’acqua di mare varia al largo con una certa gradualità
dal valore medio di circa 27 °C all’equatore a circa 0 °C ai poli.
Annualmente, rispetto a questi valori si ha una oscillazione delle temperature superficiali variabile da circa 2 °C nelle zone estreme dell’Equatore e dei Poli a 5÷10 °C nelle zone temperate e a 15÷20 °C nei mari più interni (Mediterraneo Orientale, Mar Nero).
Le variazioni giornaliere sono dell’ordine di 1 °C al largo e di circa 5 °C nelle zone
sotto costa, al riparo dalle correnti.
Le correnti superficiali oceaniche sconvolgono notevolmente questa rappresentazione
quasi statica della distribuzione delle temperature. Ad esempio, le variazioni con la latitudine sono fortemente alterate nell’Atlantico dalla corrente fredda del Labrador, che si
svolge verso Sud lungo le coste nordiche dell’America Settentrionale e dalla Corrente
del Golfo che, staccandosi dalla Florida, si dirige verso le coste europee. Conseguentemente, alla latitudine di 60 °N le acque al largo delle coste americane sono in media di
circa 8 °C più fredde di quelle delle coste europee. La temperatura nel Mediterraneo
Occidentale si attesta sui valori di circa 12÷14 °C nell’inverno e di circa 22÷27 °C nella
stagione estiva.
7000
6000
T = 15 °C
T = 0 °C
-1
Conduttività (Ohm x cm )x10
5
T = 25 °C
5000
-1
4000
3000
2000
1000
0
0
5
10
15
20
25
30
35
40
45
Salinità (% 0 )
Fig. 1. 1. Conduttività dell’acqua di mare in funzione della salinità per le temperature
di 0°, 15° e 25 °C.
14
Capitolo 1
In generale, la temperatura è funzione non lineare della profondità e nelle fasce equatoriali e tropicali degli oceani assume un andamento caratteristico. In particolare nella
fascia equatoriale è sempre presente uno spessore di acqua a temperatura quasi costante,
intorno ai 27 °C, fino a circa 50 m di profondità, una zona sottostante, compresa tra circa 50 m e 200 m, a forte gradiente, ove la temperatura varia da 27 a circa 10÷15 °C e
una zona compresa tra i 200 m ed i 600 m circa di profondità, a debole gradiente, ove la
temperatura si abbassa gradualmente fino a 3÷6 °C.
La zona ove è massimo il gradiente di temperatura è nota con il nome di termoclino e
si trova a circa 100 m di profondità.
Fig. 1. 2. Distribuzione della temperatura lungo la verticale a diverse latitudini dell’Oceano
Atlantico. La stazione MT. 212 (0°36' N, 29°12' W) rappresenta il tipo equatoriale con marcato termoclino a circa 75 m sotto il livello del mare. La stazione MT. 281 (18°59' N, 33°25'
W) rappresenta il tipo subtropicale, nella parte centrale dell’Oceano ove un più debole termoclino si trova a maggiore profondità e l’acqua alle più grandi profondità è più calda. La
stazione MT. 130 (63°43' S, 5°16' E) rappresenta situazioni spesso presenti nelle regioni polari. (Fonte: Neumann e Pierson, 1966).
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
15
Nella fascia tropicale degli oceani si ha un andamento analogo ma la temperatura di
superficie, pari a circa 25 °C, si spinge fino a una profondità maggiore (100÷150 m) e la
zona del termoclino si incontra a circa 150 m di profondità. Al di sotto dei 1000÷1200
m la temperatura si mantiene costante attorno ai valori di 5÷6 °C. Nelle zone di influenza polare la temperatura di superficie, attorno a 0 °C, rimane quasi costante con la profondità, il termoclino se è presente è molto superficiale e, fenomeno caratteristico di
questi mari, intorno ai 100 m di profondità, è possibile una inversione termica. Infine
nei mari interni il termoclino può subire variazioni anche stagionali.
Nella Fig. 1. 2 sono riportati i profili delle temperature alle suddette latitudini. Il termoclino assume una notevole importanza in oceanografia in quanto delimita i domini
superficiali e profondi nei quali si svolgono i movimenti delle grandi masse oceaniche.
Attraverso il termoclino, che delimita le zone superficiali di acqua meno dense da quelle
profonde più dense, non avviene alcun trasferimento di calore di tipo convettivo, ossia
le acque superficiali non si mescolano con quelle profonde.
Nel Mediterraneo il termoclino non è sempre presente: durante l’anno tende a formarsi nella stagione estiva. La Fig. 1. 3 riporta la distribuzione della temperatura e della
salinità nello stretto di Sicilia rilevate nelle stagioni estiva e invernale: il termoclino,
marcatissimo, è presente solo nella stagione estiva mentre nella stagione invernale la
temperatura è costante (≈ 14 °C) per tutte le profondità.
Le misure di precisione della temperatura dell’acqua si effettuano con termometri a
mercurio detti a rovesciamento che consentono di apprezzare il centesimo di grado centigrado. Se sono sufficienti precisioni minori (un decimo di grado) si adoperano strumenti registratori detti S.T.D. (Salinità, Temperatura, Densità) che utilizzano come indicatore della salinità la misura della resistenza elettrica dell’acqua.
Fig. 1. 3. Profili di temperatura e salinità rilevati nello Stretto di Sicilia durante l’inverno e
l’estate (Fonte: Frassetto, 1964).
Capitolo 1
16
1.4
DENSITÀ
La densità di una qualunque massa dipende dalla temperatura e dalla pressione circostante a cui detta massa è sottoposta. Infatti, la variazione di pressione e temperatura fa
variare il volume della massa e quindi la densità. Nell’acqua di mare la densità dipende
anche dalla salinità
ρ = ρ (S , p ,T ) ,
(1.8)
ove, oltre ai simboli già introdotti, p rappresenta la pressione. In condizioni normali di
pressione e temperatura (1 bar, 0 °C) la densità dipende solo dalla salinità e si esprime
col simbolo ρ 0 .
Fig. 1. 4. Densità dell’acqua di mare (kg/m3) in funzione della temperatura (°C) per diversi valori della salinità (Fonte: Lacombe, 1965).
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
17
Ad esempio, in condizioni normali la densità dell’acqua pura è pari a ρ 0 =999.90
kg/m3 mentre quella dell’acqua di mare al 35‰ di salinità è pari a ρ 0 =1028.13 kg/m3.
Per ridurre il numero di cifre decimali necessarie all’individuazione della salinità mantenendo la precisione, in oceanografia si usa esprimere questa grandezza mediante la
cosiddetta densità ridotta
σ = ρ − 1000 .
(1.9)
Ad esempio, la densità ridotta dell’acqua di mare, al 35‰ di salinità e in condizioni
normali si esprime
σ 0 = ρ 0 − 1000 = 28.13 .
(1.10)
Le tavole idrografiche di Knudsen forniscono i valori di σ 0 per i diversi valori della
salinità nonché i valori di σ t al variare della temperatura. Nella Fig. 1. 4 è riportato il
diagramma della densità ρ t e σ t in funzione della temperatura e per diversi valori della
salinità.
La figura consente di osservare che la temperatura di massima densità decresce al
crescere della salinità. Ad esempio, per l’acqua pura (S=0‰) la massima densità si osserva a 4 °C mentre per l’acqua con S≅20‰ la densità massima si osserva a circa 0 °C.
Per salinità maggiori, la massima densità si incontra in corrispondenza di valori negativi della temperatura. Esiste una formula polinomia che lega la temperatura di massima densità alla salinità S dell’acqua espressa in ‰. Essa è data dalla relazione
tρ
max
(°C ) = 3.95 − 0.200 S − 0.0011S 2 .
(1.11)
Per l’acqua in condizioni normali di pressione e temperatura, il legame tra la densità
ridotta e la salinità può essere espresso con buona approssimazione dal polinomio di terzo grado
σ 0 = −0.093 + 0.8149 S − 0.000482 S 2 + 0.0000068 S 3 .
(1.12)
La Fig. 1.4 può essere agevolmente utilizzata anche per la determinazione della salinità attraverso le misure di temperatura e di densità.
La temperatura di congelamento t g dell’acqua di data salinità S è esprimibile mediante la seguente formula trinomia
t g (°C ) = −0.003 − 0.0527 S − 0.00004 S 2 .
(1.13)
Riportando in grafico la temperatura di massima densità t ρmax e quella di congelamento t g in funzioni della salinità si ottiene il diagramma di Fig. 1. 5.
Questa figura offre l’occasione per notare che al 24.7 ‰ di salinità le temperature di
congelamento e di massima densità coincidono; per salinità più alte il raffreddamento
del corpo idrico continua ad estendersi in profondità in quanto, con il diminuire della
temperatura, l’acqua a contatto del ghiaccio aumenta la sua densità e quindi precipita
lasciando per convezione lo spazio ad altra acqua meno fredda. Viceversa per le acque a
salinità più bassa del suddetto limite del 24.7‰, essendo già stata raggiunta la massima
densità prima del congelamento, l’acqua a contatto col ghiaccio non precipita in quanto
la sua densità si mantiene più bassa di quella sottostante.
Capitolo 1
18
1.5
MORFOLOGIA DEI FONDALI MARINI
La morfologia dei bacini oceanici riveste una notevole importanza nell’ambito
dell’Oceanografia Fisica per l’influenza che le forme del fondo hanno sui movimenti
delle masse idriche. Anche per questo la forma dei bacini marini ed oceanici è stata rilevata con una certa cura ed oggi la si conosce con un buon livello di approssimazione
non solo nella zona più vicina alla costa, la cosiddetta piattaforma continentale, dominio
di particolare interesse dell’Idraulica Marittima, ma anche nello zoccolo continentale e
nelle profondità abissali, di preminente interesse dell’Oceanografia. Lo zoccolo continentale, di raccordo tra la piattaforma continentale e le profondità abissali, si prefigura
come una scarpata più o meno ripida e incisa da solchi più o meno profondi disposti secondo la massima pendenza. Le profondità abissali nelle aree oceaniche si presentano di
forma piatta, ma nelle zone più lontane dai continenti si ergono importanti catene montuose, talvolta disposte secondo l’interasse dei continenti, che costituiscono le dorsali
oceaniche.
Nella sua zona superficiale la terra è prevalentemente costituita da acqua:
nell’emisfero Nord, detto emisfero della terra si ha acqua per circa il 53% della superficie, nell’emisfero Sud, addirittura il 90% è costituito da acqua, da cui il nome di emisfero dell’acqua, Fig. 1. 6.
La Fig. 1. 7 riporta la distribuzione percentuale delle terre emerse e degli oceani in
funzione della latitudine. Nella Fig. 1. 8 si può invece rilevare l’area della superficie
della terra al di sopra di una certa quota. In questa figura è indicata col diagramma a
barre la distribuzione delle elevazioni ad intervalli di 1000 m. Si può notare la differente
conformazione delle terre emerse dai fondali dei bacini oceanici: per quanto riguarda le
prime si nota una graduale diminuzione delle superfici con la quota, mentre per i
5
4
ttrmax
ρ max
Temperatura (°C)
3
tg
tg
2
1
0
-1
- 1.33
-2
-3
-4
0
5
10
15
20
Salinità (%0)
24.7
25
30
35
40
Fig. 1. 5. Temperatura per la quale si ha la massima densità t ρmax e temperatura del punto di
congelamento tg per acque di mare di diverse densità (elaborazione su fonte: Neumann e Pierson, 1966).
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
19
secondi si osserva, dapprima, una diminuzione delle superfici nel passaggio dalla piattaforma allo zoccolo continentale e, successivamente, una crescita in corrispondenza delle
profondità abissali, fino ai 5000 m. Al di sotto di questa profondità l’estensione della
superficie si riduce gradualmente fino ai 7000 m di profondità.
Per profondità superiori l’estensione della superficie è irrilevante, almeno nella scala
di rappresentazione adottata. La Fig. 1. 8 riporta anche i valori medi delle quote delle
terre emerse, pari a circa 840 m, la quota media della sfera terrestre, che corrisponde ad
una sfera uniformemente ricoperta di acqua per uno spessore di 2400 m, e la profondità
media degli oceani che vale 3800 m circa. Nella Fig. 1. 9 è riportata la sezione trasversale di un bacino oceanico. In essa distinguiamo chiaramente:
* la piattaforma continentale a ridosso delle terre emerse. La sua estensione dalla
linea di riva dipendente dall’orografia delle terre emerse limitrofe: è grande se le
terre emerse limitrofe sono pianeggianti, è piccola se le prospicienti terre emerse
sono montuose e scoscese sul mare;
* lo zoccolo continentale costituito da una scarpata che si estende dai 200 ai 1000 m
di profondità ed oltre;
* le profondità abissali, ossia le zone pianeggianti giacenti a profondità di oltre
1000÷2000 m;
* le dorsali Oceaniche, costituite da una catena montuosa piuttosto evidente il cui
asse, nell’Oceano Atlantico, è praticamente disposto lungo l’interasse tra le linee di
costa americane da una parte e africane ed europee dall’altra; negli altri oceani essa
ha una giacitura più complessa.
Fig. 1. 6. Distribuzione delle acque e delle terre emerse nei due emisferi detti delle terre emerse
quello Nord e delle acque quello Sud. (elaborazione su fonte: Neumann e Pierson, 1966).
Caratteristiche fisico-chimiche dell’acqua di mare. Morfologia dei fondali marini
21
I mari interni sono detti mediterranei, anche se il nome Mediterraneo viene riservato
al Mare Nostrum, racchiuso dai tre continenti Europa, Asia e Africa. Gli altri mari interni hanno infatti un proprio nome specifico che evita eventuali confusioni.
All’interno dei mari si distinguono:
* i Bacini, che sono corpi idrici di estensioni planimetriche paragonabili nelle due
direzioni e di profondità approssimativamente uniforme;
* i Golfi, che sono specchi di mare delimitati dalle terre emerse conformate ad arco;
* le Baie, che si distinguono dai golfi per essere più piccole e, talvolta, anche più
chiuse, e possono anche appartenere ad un golfo;
* i Canali, ossia corpi idrici marini di forma allungata, delimitati da sponde approssimativamente parallele;
* gli Stretti, costituiti da due promontori affacciati relativamente vicini.
* le Soglie, ossia bassi fondali con coronamento stretto e approssimativamente orizzontale che separano due bacini contigui.
Le soglie, che spesso costituiscono i fondali dei canali e degli stretti, hanno una importanza notevole in oceanografia nella delimitazione di due bacini contigui, in quanto
in essi è relativamente agevole misurare le correnti e quindi valutare gli scambi idrici
tra due bacini marini contigui.
Fig. 1. 8. Distribuzione della superficie terrestre in funzione della quota delle terre emerse e
delle profondità marine (elaborazione su fonte: Neumann e Pierson, 1966).
