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Oceanografia, parte tre, Dispensa di Navigazione

In questa dispensa di Navigazione a cura del professore G. Trossarelli si parla di oceanografia. Nel particolare vengono trattati i seguenti punti:
- Lo studio delle correnti (di gradiente, di deriva, di upwelling e downwelling, la loro misura);
- La circolazione superficiale e oceanica;
- Masse d'acqua e variabilità oceanografica (bilancio termico, evaporazione, temperatura superficiale,... Vedi di più

Esame di Navigazione dal corso del docente Prof. G. Trossarelli

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Lo studio delle correnti

Nell'oceano, ogni volta che la superficie libera non è orizzontale (e cioè parallela alle

superfici equipotenziali di gravità), si determinano scorrimenti superficiali dell'acqua.

Tale condizione può svilupparsi per varie cause: la differente distribuzione della densità

dell'acqua, l'accumulo dell'acqua contro una costa per il vento che soffia dal largo o,

all'opposto, l'abbassamento costiero del livello provocato dal vento che spira da terra

verso il largo, l'effetto della pressione atmosferica che può tendere a spostare l'acqua

sollevandola ove la pressione è bassa e viceversa.

La distribuzione della densità all'interno della massa d'acqua genera correnti

soprattutto alle alte latitudini ed in profondità.

L'azione del vento e della pressione atmosferica generano le correnti

prevalentemente alle basse/medie latitudini ed in superficie.

Le forze modificatrici insorgono solo quando il moto è già avviato influenzandolo in

maniera più o meno forte. Tra i fattori che modificano lo scorrimento di una qualsiasi

corrente oceanica occorre considerare anche la presenza di ostacoli, sollevamenti del

fondo, restringimenti di canali etc. La morfologia dei bacini ha infatti un ruolo essenziale

nel flusso e per questo quando si studiano i movimenti in mari limitati, è essenziale

conoscere bene la forma del bacino.

2014 Oceanografia per PAS 4

Lo studio delle correnti

Esistono differenti tipi di corrente ciascuno dei quali è caratterizzato da un particolare

comportamento e da una particolare forma delle equazioni dell'idrodinamica (vds slide

“nascoste”).

Risultano di particolare importanza i seguenti tipi di correnti:

- di gradiente

- di deriva

- ascensionali/discensionali

-Inerziali

Esistono poi :

Correnti nelle foci fluviali

Correnti legate al moto ondoso;

Correnti di torbida

Spesso il movimento d’acqua risultante risultante è dovuto alla sovrapposizione di più tipi di

corrente. Ad esempio a Gibilterra si sovrappongono gli effetti della corrente di marea a quelli della

corrente permanente dovuta agli scambi di acqua tra Mediterraneo e Atlantico. Inoltre se c'è il vento

vi può essere il sovrapporsi di un terzo tipo di corrente. Allo stesso modo in alcuni grandi fiumi

navigabili del Nord Europa (Schelda, Elba, Senna, etc.) si sovrappongono gli effetti della corrente di

marea e della corrente fluviale.

2014 Oceanografia per PAS 5

Correnti di gradiente (densità)

Dipendono dalla temperatura e dalla salinità e pertanto dalla differente densità di masse d’acqua;

queste variazioni di densità possono svilupparsi non soltanto in superficie, ma anche all'interno

della massa di acqua, per cui possono verificarsi scorrimenti più profondi. Generalmente però le

più forti variazioni di densità si hanno in superficie.

Sono anche chiamate "correnti di pendio" (slope currents), riconoscendo nel gradiente orizzontale

della pressione idrostatica la causa prima del movimento.

Le variazioni di livello legate a queste correnti sono dell'entità di centimetri o di decimetri,

eccezionalmente raggiungono il metro, inoltre esse si manifestano su distanze di centinaia o

migliaia di chilometri e implicano perciò pendenze infime.

La forza che ne deriva è trascurabile rispetto al peso, tuttavia le componenti orizzontali di

questa forza sono tali che, sulle grandi distanze entro cui esse agiscono, si determinano velocità di

scorrimento di una certa entità (da qualche centimetro a qualche decina di centimetri al secondo).

Le minime pendenze che si verificano sono rilevabili solo con metodi di geodesia da satellite; un

tempo venivano computate indirettamente in base alla distribuzione della densità.

2014 Oceanografia per PAS 9

Correnti di gradiente

Mediante determinazioni di densità lungo colonne d'acqua di data profondità (e

cioè in base a misure verticali di temperatura e di salinità) è possibile conoscere

l'andamento orizzontale delle isobare, cioè la proiezione di una superficie isobarica,

quale è ad esempio la superficie libera del mare. Si è pertanto in grado di calcolare

facilmente, anche per via grafica, il gradiente di pressione corrispondente.

Risolvendo le equazioni dell’idrodinamica e trascurando l'attrito si ha:

1 p

= ⋅

v ϕ ρ ∂

⋅ Ω ⋅ ⋅

c 2 sen n

dove : v = velocità della corrente

c

p = pressione

n = normale alle isobare

ρ = densità

Ω=velocità angolare della rotazione terrestre = 7,29 x 10-5 s-1

ϕ = latitudine.

2014 Oceanografia per PAS 10

Correnti di gradiente

Nelle correnti di gradiente la direzione è tale che, nell'emisfero nord,

l'acqua di densità minore si trova a destra e quella di densità superiore a

sinistra.

Pertanto se la corrente ha direzione sud allora l'acqua meno densa si trova a

ovest (ed il livello marino è più elevato) e quella più densa a est (ed il livello

marino è meno elevato).

La figura illustra il fenomeno:

P , P +2, P +4, P +6, etc.= superfici isobariche

0 0 0 0

ρ= massa d'acqua più densa {

ρ' = massa d'acqua meno densa {

{

Le superfici isobariche NON

coincidono con le superfici di livello

Le superfici isobariche coincidono

con le superfici di livello

2014 Oceanografia per PAS 11

Correnti di gradiente – Topografia dinamica degli oceani

(livello delle acque)

Corrente di Kuroshio Corrente del Golfo

2014 Oceanografia per PAS 12

N

60° 180° 60°

Eg

As

Os La

Np

30° 30°

Gf

Cf

Ks Fl Ca

Ne

Ne

Ne Ec Ec

Se Ne

Ec

180° Se Se Ec

Pr Se

Br Bg

Ea

30° Ag

Wd Fa 30°

Wd

Wd Wd

Wd Wd

Pc

Pc

60° 60°

S

2014 Oceanografia per PAS 13

Correnti di gradiente

La corrente del Golfo, quella del Labrador, la Kuroshio e varie altre importanti

correnti sono essenzialmente di gradiente, anche se vi concorrono altri fattori.

Un esempio per chiarire il concetto:

Nell'Adriatico si ha una circolazione con acqua salata diretta verso nord lungo le

rive orientali e acqua meno salata (dati gli apporti fluviali in superficie) diretta

verso sud lungo le coste occidentali.

Il senso di questo movimento è mantenuto per effetto del gradiente.

A occidente infatti, per la minor densità dell'acqua, si ha un livello assoluto

maggiore che a oriente; il gradiente di pressione va quindi pressappoco da ovest

verso est, e ciò comporta, poiché siamo nell'emisfero settentrionale, una corrente

verso sud. Per l'equilibrio di compensazione, l'acqua che esce richiama altra acqua,

che entra dallo Ionio e rimonta l'Adriatico sul lato destro rispetto al movimento,

costrettavi dall'azione geostrofica.

Naturalmente nel corso delle stagioni le condizioni cambiano (acque più fredde,

minor apporto di acque dolci continentali etc.) e quindi l'entità di tale circolazione è

diversa nel tempo.

2014 Oceanografia per PAS 14

Esempio riferito al mare Adriatico in data 23.10.2008

tratto dal MFS bulletin

(http://gnoo.bo.ingv.it/mfs/myocean/)

2014 Oceanografia per PAS 15

Topografia dinamica dell’Adriatico,

ad occidente livello maggiore che ad

oriente

Acqua meno Correnti

salata ad ovest in senso

antiorario

2014 Oceanografia per PAS 16

Sono le correnti provocate dal vento

Correnti di deriva Durante la spedizione polare del Fram nell'anno 1893-96, Nansen

constatò che la direzione della deriva della nave, imprigionata dai

ghiacci, differiva di un angolo compreso tra 20° e 40° rispetto alla

direzione del vento dominante e che lo spostamento era sulla dritta

di tale direzione.

A seguito di ciò Ekman sviluppò la teoria in base alla quale il vento che spira sulla superficie esercita

un trascinamento, per il tramite dell'attrito, sulla superficie stessa dell'oceano; l'acqua superficiale

trasmette il movimento a quella più profonda, secondo un meccanismo che viene precisato

analiticamente con lo studio delle equazioni idrodinamiche del moto.

2014 Oceanografia per PAS 26

Correnti di deriva

Facendo le seguenti ipotesi semplificatrici:

- massa d'acqua omogenea (forze di gradiente nulle),

- mare infinitamente profondo e specchio d'acqua illimitato (no attrito fondo/costa),

- forza costante (vento) e agente tangenzialmente sulla superficie,

2014 Oceanografia per PAS 27

Correnti di deriva

Se il vento spira nella direzione dell'asse y e V è la velocità superficiale della corrente,

0

integrando le equazioni differenziali del moto si ottiene: v y

{ v = V cos(45°)

π

π   u

0

− z

= ⋅ ⋅ °−

  Per z=0 V

D

v V e cos 45 z u = V sen(45°)

}

  z=0

0

0 D x

π π

 

− z =1/23

= ⋅ ⋅ ° − V

 

D

u V e sen 45 z y

0 π

  {

D -

v = V e cos(45°-180°)

0 π

Per z=D -

u = V e sen(45°-180°)

0 z=D

x

Il termine D rappresenta la profondità di attrito superiore; a questa profondità (nelle equazioni basta

porre z=D) la direzione della corrente si è invertita di 180° e la velocità si è ridotta a 1/23 circa.

La teoria di Ekman si enuncia pertanto nel seguente modo:

Per effetto del trasferimento della quantità di moto dall'aria all'acqua, avrà origine una corrente

di superficie la cui direzione sarà ruotata di 45° sulla dritta della direzione del vento nell'emisfero

boreale e sulla sinistra nell'emisfero australe.

Nella propagazione del moto dalla superficie agli strati sottostanti la direzione della corrente (in

tali strati) non si manterrà costante ma continuerà a ruotare sulla dritta nell'emisfero boreale (a

sinistra in quello australe). Il modulo della velocità inoltre diminuirà in progressione geometrica

2014 Oceanografia per PAS 28

con la profondità.

Correnti di deriva – Effetti pratici

Quota: 0 0,2D 0,4D 0,6D 0,8D D

Velocità: V 0,53V 0,28V 0,15V 0,08V 0,04V

0 0 0 0 0 0

(α*): 45° 81° 117° 153° 189° 225°

(∆α**): 0° 36° 72° 108° 144° 180°

(*)Angolo compreso tra la direzione del vento e corrente di quota

(**)Angolo tra corrente superficiale e corrente di quota

La velocità V può essere ricavata con formule pratiche (empiriche) oppure

0 può essere misurata sperimentalmente.

Secondo il Mariner's Handbook l'intensità della corrente è 1/40

dell'intensità del vento, ma bisogna anche considerare il fetch e la

⋅ durata del vento. Ad esempio un vento leggero impiega solo 6 ore a

2 ,

59 W

=

V per W < 6 m / sec

ϕ portare a regime la corrente di deriva, mentre un vento di 25 nodi

c sen impiega anche 48 ore. Per venti molto intensi tale regola sembra

non valere più; sembra infatti restrittivo che un vento di 40 nodi

1

,

26 W origini una corrente di solo 1 nodo, e, probabilmente, gli uragani

=

V per W > 6 m / sec

ϕ

c (50-60 nodi) provocano correnti di almeno 2 nodi. Secondo il

sen "Manuale dell'Ufficiale di Rotta" edizione '92 l'intensità della

corrente è l'1,5% dell'intensità del vento.

V viene espressa in cm/sec.

c

2014 Oceanografia per PAS 29

Correnti di deriva – Effetti pratici

La profondità di attrito superiore è espressa da: W

µ =

1

π

= ⋅ ⋅ D k

D oppure ϕ

ρ ϕ

Ω sen

sen

Di queste due espressioni la prima rappresenta l'espressione esatta che si ricava

dalla risoluzione delle equazioni idrodinamiche; la seconda rappresenta

un'espressione di uso pratico in cui:

W = intensità del vento in metri al secondo ρ

k = costante dimensionale che assume il valore di 7,6 per densità = 1,025

La profondità di attrito superiore aumenta con l’aumentare del vento; lo

spessore dello strato in moto è massimo alle basse latitudini e minimo alle

alte latitudini; il fattore k è inversamente proporzionale alla densità

dell'acqua; in acque più dense D sarà minore.

2014 Oceanografia per PAS 30

Correnti di deriva – Effetti pratici

È importante notare che i dati teorici sono effettivamente in accordo con quelli misurati, purché in

presenza di omotermia interessante uno strato di 200-300 metri (condizioni invernali alle medie e

alte latitudini). Con questa condizione ci si avvicina infatti alla condizione teorica di "massa d'acqua

omogenea“ postulata da Ekman. Latitudine

Vento 5° 10° 20° 30° 40° 50° 60° 70°

5 m/sec 129 91 65 54 47 43 41 39

10 257 182 130 107 95 87 82 78

15 386 274 195 161 142 130 123 118

20 515 367 260 215 190 174 163 157

Valori teorici di D in metri a varie latitudini

Se l'acqua è fortemente stratificata come avviene quando è presente una termoclina estiva o in

particolari zone dove è presente un grande effetto fluviale, o di disgelo, lo strato di discontinuità

funziona da fondo virtuale; in tal caso la deviazione della corrente superficiale è inferiore a 45° ed

in casi limite può avere quasi la stessa direzione del vento. Inoltre lo spessore delle acque in

movimento è inferiore a quello teorico.

Anche la profondità dei fondali ha la sua importanza a causa dell’attrito del fondo; se diviene

minore di D la corrente devia meno di 45° e, al limite, la deviazione è nulla in acque molto

basse (10-20 metri).

2014 Oceanografia per PAS 31

La circolazione superficiale: storm surge

Quando una corrente provocata dal vento scorre in un mare di limitate dimensioni o

semichiuso, si formano anche effetti costieri tutt'altro che trascurabili.

In primo luogo si provoca un innalzamento del livello o un abbassamento, di cui si può

calcolare la pendenza, che risulta evidentemente legata allo sforzo tangenziale del

vento e quindi alla velocità stessa del vento.

In taluni casi, venti molto intensi e relativamente improvvisi, possono provocare

catastrofiche inondazioni costiere, in relazione anche alle caratteristiche climatiche e

alla morfologia costiera.

Di questi fenomeni sono particolarmente investite le coste dell'Adriatico settentrionale,

le coste continentali del Mare del Nord, del golfo del Messico, del golfo del Bengala.

In definitiva può accadere il noto fenomeno dello storm surge, nel quale si ha una

sovrapposizione degli effetti di innalzamento del livello del mare dovuto a corrente,

marea e moto ondoso. In nord Europa il fenomeno può portare a una sopraelevazione

del livello normale di anche 3 metri; nel golfo del Bengala, nel 1970, si ebbe un

innalzamento di ben 8 metri con perdita di centinaia di vite umane.

2014 Oceanografia per PAS 32

La circolazione oceanica: deriva+gradiente

Le correnti di deriva agiscono superficialmente e si smorzano rapidamente con la profondità:

essenzialmente sono correnti superficiali. Negli oceani e nei mari questo tipo di corrente ha

grande importanza per il ricambio delle acque.

La corrente di deriva si può sviluppare anche dove non vi sono differenze di densità.

Il mescolamento che deriva da queste correnti può addirittura livellare eventuali differenze di

densità annullando la possibilità di esistenza di preesistenti correnti di gradiente. Ciò avviene se

l'effetto del vento è sporadico; infatti al cessare del vento oltre a manifestarsi la corrente inerziale,

può ricostruirsi la differenza di densità. In questo caso la corrente di deriva è un episodio

perturbante, che agisce su condizioni preesistenti che potrebbero essere definite di circolazione

'normale' dovuta al solo effetto della densità: è quanto avviene ad esempio in mari semichiusi

(Mediterraneo in genere o sue parti, quali ad esempio Tirreno o Adriatico) sottoposti, nel corso del

tempo, a venti di direzione e intensità variabili, a seconda delle condimeteo.

Nell'oceano invece le correnti di deriva possono agire stabilmente in talune regioni, in relazione

alla stabilità del regime di taluni venti (alisei nella fascia equatoriale, venti occidentali nelle medie

latitudini). Si determinano così imponenti sistemi di circolazione, che esistono sempre, sia pure con

fluttuazioni di intensità o di direzione. Tali sistemi si integrano e hanno rapporti di interconnessione

con le correnti generate da differenze di densità e, nel loro insieme, costituiscono la circolazione

superficiale degli oceani: sono grandi circuitazioni, che al loro centro lasciano zone di relativa

calma (per esempio il mare dei Sargassi) e che girano in senso orario nell'emisfero nord e in senso

antiorario nell'emisfero sud.

2014 Oceanografia per PAS 33

. . . . . . . . RICHIAMI DI METEOROLOGIA

2014 Oceanografia per PAS 34

2014 Oceanografia per PAS 36

Le correnti di upwelling e downwelling

Un importante fenomeno dovuto al vento e alla compensazione con effetto sul livello è

costituito dal cosiddetto upwelling che consiste nella risalita di acqua relativamente

profonda (ordine delle centinaia di metri), presso talune coste oceaniche, sotto l'effetto

di venti che spirano con regolarità (ma anche con fluttuazioni di intensità) dalla costa

verso il largo e che provocano alterazioni del livello.

Una corrente costiera si sviluppa più o meno deviata rispetto alla direzione del vento;

spesso la corrente ha addirittura andamento parallelo o quasi alla costa. Tale corrente

comunque allontana acqua superficiale tanto che viene richiamata acqua dalle

profondità per compensazione. La velocità di risalita è spesso bassa (in un caso al largo

della California, ad esempio, è stata valutata una velocità di appena 80 m al mese) ciò

nonostante il fenomeno è di fondamentale importanza per il ricambio delle acque e in

particolare per il trasporto verso la superficie, cioè nella zona di utilizzo, dei fosfati

disciolti; le regioni oceaniche ove si verifica questo fenomeno, coste dell'Africa

occidentale, del Perù, della California, di Terranova e molte altre, sono perciò ricche di

produttività e rappresentano quindi ambienti molto favorevoli alla pesca.

2014 Oceanografia per PAS 37

Le correnti di upwelling e downwelling

Un fenomeno del tutto simile avviene con vento che spira invece contro costa, con

correnti discensionali di compensazione (downwelling).

Ekman ha dimostrato che, nell'emisfero boreale, il massimo effetto del vento per queste

correnti si manifesta quando la linea di costa ha un orientamento di 13° a dritta rispetto

alla direzione del vento.

Queste correnti spesso hanno molta importanza non solo dal punto di vista biologico ma

anche di quello nautico per la navigazione subacquea; è infatti necessario ricordare che

l'upwelling determina condizioni favorevoli alla formazione di nebbia sul mare (Banchi

di Terranova nella stagione estiva, Pacifico di NW nella zona della corrente della

Kamchatka, coste occidentali dell'Africa).

2014 Oceanografia per PAS 38

Le correnti di upwelling e downwelling (emisfero nord)

D-3 D-2 D-1 D+1 D+3

D D+2 D+1 D-1

D

W W

C C

T T'

Vista dall'alto Vista dall'alto

W W

L.M.M. L.M.M.

Isobare

Isobare Sezione sul piano verticale Sezione sul piano verticale

Downwelling Upwelling

2014 Oceanografia per PAS 39

Le correnti di upwelling all’equatore

2014 Oceanografia per PAS 40

Le correnti di upwelling e downwelling (emisfero sud)

2014 Oceanografia per PAS 41

Risorgenze

(Sea Surface Temperature °C)

2014 Oceanografia per PAS 42

(Sea Surface Temperature °C)

2014 Oceanografia per PAS 43

2007

2008

2014 Oceanografia per PAS 44

Le correnti nella zona del surf

Il moto ondoso in acqua profonda è

accompagnato da un trasporto di massa, cioè

da un riversamento d'acqua nella direzione di

propagazione: esso aumenta quando le onde

arrivano in acque basse vicino a costa. Se la

direzione delle onde non è normale alla linea

di costa, il rovesciamento ha una componente

parallela alla costa, con il risultato di una

corrente chiamata "long-shore".

La velocità di questa corrente, che si verifica

quasi totalmente all'interno della zona del

"surf" (zona compresa tra la linea di costa e il

limite più esterno dei frangenti), aumenterebbe

indefinitamente se non esistesse un flusso

verso il largo, in punti separati e definiti, che

costituisce quelle che sono chiamate le

"correnti di risucchio" (rip currents).

2014 Oceanografia per PAS 46

Le correnti nella zona del surf – Rip currents

L'acqua che è trasportata verso la costa dal surf è restituita verso il mare da correnti a

carattere locale che hanno una direzione ad allontanarsi da costa.

Ci si può aspettare di incontrarle in ogni zona costiera aperta dove e quando si

verificano dei fenomeni di frangenza.

Non vengono riscontrate più al largo di un miglio e generalmente hanno un'ampiezza

di 30-40 m sottocosta, per aprirsi più o meno verso il largo.

Sono dei fenomeni temporanei che si verificano solo in concomitanza con i frangenti

e si esauriscono appena il surf si attenua, ma la loro velocità può essere

considerevole, specialmente nelle strozzature sottocosta, arrivando anche a 1,5-2

nodi.

Nella zona delle “rip currents”, le onde che si muovono in senso contrario,

aumentano di ripidità, come succede con qualsiasi corrente contraria, ed in questo

modo è possibile che esse frangano molto più al largo.

Una tale corrente può quindi essere causa di intervalli più o meno definiti nelle linee

del surf quando queste sono una conseguenza di una regolare onda lunga; possono,

d'altra parte, accentuare la natura tumultuosa ed irregolare di un surf che è provocato

da un mare vivo e grosso.

2014 Oceanografia per PAS 47

Le correnti nella zona del surf

Il trasporto di acqua da parte del moto ondoso, il trasporto laterale lungo la costa

da parte della "long-shore currents" ed il ritorno verso mare attraverso la zona del

"surf" per mezzo delle "rip-currents", costituiscono un sistema di circolazione

sottocosta. Rip head

On shore transport by waves

Rip feeder

current Long shore current Long shore current

2014 Oceanografia per PAS 48

Le correnti nella zona del surf – Rip currents

2014 Oceanografia per PAS 49

Le correnti nella zona del surf – Long shore currents

Le barre sono costituite di

materiale strappato dalla

spiaggia e trasportato verso il

largo da mareggiate di una certa

consistenza (per questo motivo

(LONGSHORE CURRENT) esse sono più pronunciate

BARRA durante i mesi invernali); la

sommità di una barra si trova

ad una profondità approssi-

mativamente uguale a 1,3 volte

l'altezza media dei frangenti

batometriche che vi rompono sopra.

Nel canale che si forma tra una barra e la linea di bassa marea, che può arrivare a

profondità di 1,5-2 metri, si verificano correnti anche di forte intensità, chiamate "long-

shore currents", appunto per la loro direzione che è parallela alla costa.

Trasportano grandi quantità di sabbia e sono particolarmente pronunciate quando le onde

colpiscono la costa con una certa angolazione.

2014 Oceanografia per PAS 50

La misura delle correnti

L'osservazione delle correnti può effettuarsi in due maniere fondamentalmente

differenti: criterio euleriano e lagrangiano.

Nel primo caso si possono considerare le caratteristiche del movimento, spostamenti,

velocità, accelerazioni, come caratteristiche del posto, analogamente a quanto si fa ad

esempio con una misura di temperatura che abitualmente si riferisce a un dato posto e a

un dato tempo. Essendo ad esempio la velocità V una caratteristica "locale" essa sarà

c

considerata come una f(x, y, z, t), propria di quel dato punto x, y, z e generalmente

variabile nel tempo.

Nel secondo caso, criterio lagrangiano, la grandezza idrodinamica (velocità,

accelerazione) è considerata una caratteristica legata alla singola particella in moto. A

partire da una posizione iniziale, assunta per t = 0, la particella viene seguita nel suo

spostamento.

Questi due differenti modi di vedere implicano non solo impostazioni analitiche

differenti nella formulazione delle equazioni del moto, ma anche sistemi di misura

differenti: a seconda della natura del problema da risolvere questo potrà essere

inquadrato secondo un criterio o l'altro.

2014 Oceanografia per PAS 51

La misura delle correnti

Per la misura di corrente viene probabilmente usata una quantità di strumenti

maggiore che non per qualsiasi altro campo dell'oceanografia; questi strumenti

variano dalla semplicissima bottiglia al più sofisticato strumento elettronico. Gli

strumenti per la misura della corrente possono essere divisi in quattro grandi

categorie: - galleggianti (traccianti, galleggianti in superficie e in quota)

- fissi (su strutture solidali con il terreno o sul fondo)

- montati su navi (operativi con nave in moto)

- ormeggiati (catene correntometriche)

2014 Oceanografia per PAS 52

Masse d'acqua e variabilità oceanografica

2014 Oceanografia per PAS 53

Temperatura e salinità sono le principali variabili che caratterizzano e differenziano

le masse d'acqua oceaniche. Si pensi ad esempio alla differenza tra le acque polari,

molto fredde e poco salate, e quelle del mar Mediterraneo, calde e molto salate.

La temperatura è una delle variabili più importanti in quanto la conoscenza della sua

distribuzione sulla superficie marina ed entro la massa d'acqua offre la possibilità di

eseguire calcoli dinamici, di studiare le condizioni climatiche e, in particolare, permette

di fare previsioni sulla propagazione acustica.

Il campo di variabilità della temperatura è compreso tra i -2°C delle zone polari ed i

+43°C del Mar Rosso settentrionale. Lo stato termico è variabile nello spazio e nel

tempo ed il gradiente termico ha una variazione ciclica stagionale, dipendente sia dalla

latitudine che dalla profondità. La temperatura dipende:

• dagli scambi di calore che hanno luogo nella superficie marina ed entro i primi 10 metri

sottostanti,

•al mescolamento operato dalle correnti superficiali,

•dalla risorgenza di acque profonde,

•dalla subsidenza di acque superficiali,

•dal moto ondoso.

2014 Oceanografia per PAS 54

La dispersione del calore verso le acque profonde avviene prevalentemente per

trasporto (più o meno turbolento) e in misura trascurabile per conduzione

termica. Ciò é dovuto al basso valore del coefficiente di conducibilità termica

dell'acqua di mare (0,54 Cal.ora-1m-1°C-1).

La turbolenza creata dal moto ondoso agisce in modo determinante entro i primi

40-50 metri ove nella stagione calda si verificano sensibili modificazioni del

gradiente termico che condizionano in vario modo la propagazione acustica.

È necessario inoltre tenere presente l'inerzia termica delle masse di acqua dovuta

al forte valore del calore specifico medio (acqua 0,94 Cal. Kg-1 °C-1; aria: 0,241;

terreno: 0,3).

Tale caratteristica fa sì che si abbiano, a parità di latitudine, importanti differenze

climatiche costiere in relazione alle correnti di superficie ed uno sfasamento

stagionale dei minimi e massimi di temperatura superficiale del mare rispetto a

quelli delle terre emerse.

2014 Oceanografia per PAS 55

(-) RIFLESSIONE

(-) EVAPORAZIONE (+) RADIAZIONE SOLARE + INFRAR. NUBI

(-) IRRAGGIAMENTO

Y t2 t1

t3

t5 CORRENTE

t4 X

MOTO ONDOSO

DOWNWELLING t6 Gradiente di T: variabile

t7 nel tempo

t6 t2

t7

UPWELLING t8 t3

t4

t5

t8

t9 t9

Z

2014 Oceanografia per PAS 56

Nelle rilevazioni sistematiche di temperatura su aree estese si hanno significativi

dati stagionali nelle seguenti epoche (riferite alle stagioni dell'emisfero boreale):

- fine febbraio: temperatura minima invernale

- fine maggio: condizioni primaverili

- fine agosto: temperature massime estive

- fine novembre: condizioni autunnali.

Nel processo di riscaldamento intervengono le seguenti variabili:

•la declinazione del Sole;

•la copertura del cielo e tipo di nubi;

•la forza del vento (che causa maggiore o minore evaporazione);

•la torbidità;

•la presenza di ghiacci;

•lo stato del mare (variazione dei coefficienti di riflessione e assorbimento)

•la forma e la grandezza del bacino o mare, la geomorfologia locale.

La rappresentazione grafica della distribuzione media annuale stagionale, o

diurna delle temperature viene fatta mediante "isoterme di superficie",

"isotermobate" e diagrammi cartesiani temperatura-profondità (T-z).

2014 Oceanografia per PAS 57

Bilancio termico

Provocano aumento di calore: 2

Qs = radiazione del sole (99,9%); in media circa 100.000 calorie per cm all'anno e,

secondariamente (0,1%):

- calore geotermico proveniente dal fondo

- calore proveniente dalla dissipazione di energia ad opera di moto ondoso, correnti, maree

- processi chimici e biologici

- convezione dall'atmosfera

- precipitazioni

Per quanto concerne l'irraggiamento solare, l'assorbimento di calore avviene per circa il 60%

entro il primo metro di acqua e prosegue con legge esponenziale: = ⋅ Kz

I I e

z 0

Il calore Q ricevuto per irraggiamento solare è pari a:

S α

= + ⋅ −

Q (

Q q ) (

1 )

S

dove Q è la radiazione solare diretta

q è la radiazione dal cielo

α è l'albedo (0,4 in media sulle superfici oceaniche), cioè la

frazione di radiazione riflessa dalla superficie

2014 Oceanografia per PAS 58

2

Valore medio annuale di (Q+q) in chilocalorie per cm per anno

2014 Oceanografia per PAS 59

Provocano diminuzione di calore:

Q = reirradiazione dal mare (40%)

b

Q = convezione dall'oceano all'atmosfera (5%)

H

Q = evaporazione (55%); evapora in media 1 metro d'acqua ogni

e 2

anno pari alla sottrazione di 55.400 calorie per cm all'anno.

I numeri tra parentesi indicano il contributo in percentuale.

2014 Oceanografia per PAS 60

Bilancio medio annuale di radiazione: Qs=Q-Qb

2014 Oceanografia per PAS 61

Perdite per convezione Q H

2014 Oceanografia per PAS 62

Evaporazione

= + ⋅ ⋅ ⋅ −

E ( 0 , 26 0 , 077 W ) ( 0 , 98 e e )

W a

dove:

E è espresso in millimetri

W= velocità del vento in nodi

e = tensione di vapore alla

w temperatura dell'acqua

e = tensione di vapore alla

a temperatura dell'aria

In media evaporano 100 cm di

acqua all'anno su tutta la

superficie oceanica Perdite per evaporazione Q e

2014 Oceanografia per PAS 63


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AUTORE

Teemo92

PUBBLICATO

+1 anno fa


DESCRIZIONE DISPENSA

In questa dispensa di Navigazione a cura del professore G. Trossarelli si parla di oceanografia. Nel particolare vengono trattati i seguenti punti:
- Lo studio delle correnti (di gradiente, di deriva, di upwelling e downwelling, la loro misura);
- La circolazione superficiale e oceanica;
- Masse d'acqua e variabilità oceanografica (bilancio termico, evaporazione, temperatura superficiale, temperatura in profondità, salinità);
- Le onde interne;
- I vortici.


DETTAGLI
Esame: Navigazione
Corso di laurea: Corso di laurea in ingegneria energetica
SSD:
Università: Pisa - Unipi
A.A.: 2014-2015

I contenuti di questa pagina costituiscono rielaborazioni personali del Publisher Teemo92 di informazioni apprese con la frequenza delle lezioni di Navigazione e studio autonomo di eventuali libri di riferimento in preparazione dell'esame finale o della tesi. Non devono intendersi come materiale ufficiale dell'università Pisa - Unipi o del prof Trossarelli Giorgio.

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