Cl - Aracne editrice
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A08 320 Andrea Atzeni Dispense di idraulica marittima Copyright © MMXI ARACNE editrice S.r.l. www.aracneeditrice.it [email protected] 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. Non sono assolutamente consentite le fotocopie 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 43 45 46 47 50 51 53 54 58 58 60 62 63 65 66 68 71 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 97 97 99 104 104 107 112 114 116 119 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 125 126 127 129 133 134 137 138 139 142 143 143 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 151 152 154 156 159 161 163 166 168 169 171 172 174 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 181 181 181 183 185 187 189 189 192 193 195 196 198 199 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 205 206 210 212 215 215 216 217 217 220 221 222 224 225 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 261 261 265 266 267 269 271 272 276 277 281 284 286 291 292 296 297 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 301 303 306 309 310 310 311 311 312 313 313 313 314 315 318 318 320 322 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 353 355 359 362 363 364 364 364 365 365 365 366 366 367 368 370 371 372 377 377 379 380 380 381 382 382 383 384 384 385 386 386 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).
