2.1 Profilo idrodinamico della spiaggia

2 DINAMICA COSTIERA

Un'approfondita ed adeguata conoscenza delle fenomenologie relative all'idrodinamica costiera, assume grande rilevanza sia per quanto riguarda la gestione e tutela dell'ambiente marino, sia dal punto di vista della ricerca di base geofluidodinamica.

La superficie libera del mare è in continuo movimento rispetto ad una superficie orizzontale di equilibrio che costituisce il così detto livello medio del mare (S.W.L). Lo scostamento del livello medio del mare, funzione dello spazio e del tempo, è innescato fondamentalmente dagli scambi di energia cinetica e termica tra il mare, l’atmosfera e il sole e dalla forza di attrazione luni-solare.

I processi litoranei sono il risultato dell’interazione tra vento, onde, correnti, maree e sedimenti che determinano quindi i movimenti di questi ultimi (Shore protection manual, 1977). La morfologia della spiaggia è determinata dall’entità e dalle modalità di dispersione dell’enorme quantità di energia proveniente dalle onde. Per comprendere come ciò avvenga, occorre seguire il movimento dell’onda e le progressive trasformazioni che essa subisce nel suo avvicinarsi a riva. Lo stato di agitazione e le correnti marine, da esso indotte, influenzano fortemente i processi di accumulo e dispersione dei sedimenti lungo costa, per questo motivo risulta necessaria una, anche se un po’

sommaria, descrizione delle caratteristiche e delle cause dei principali tipi di movimenti a cui il mare può essere soggetto.

2.1 Profilo idrodinamico della spiaggia

Nel paragrafo che segue daremo qualche definizione e una generale caratterizzazione delle diverse zone del profilo di un litorale sabbioso dominato dall’azione modellatrice delle onde (zonazione idrodinamica), quale è quello preso in esame nel presente lavoro di tesi.

Fig. 2.1 Zonazione idrodinamica (da Reading, 1998, modificata).

Con il termine spiaggia si fa riferimento ad una zona di deposito di sedimenti non consolidati (sabbia e ghiaia), accumulatosi dall’azione delle onde, quindi tendenzialmente risultato di azioni costruttive anche se (come più spesso si nota negli ultimi tempi) localmente si posso alternare periodi o interi tratti sottoposti a fenomeni erosivi. Onde, correnti e maree sono entità fisiche che trasformano l’energia cinetica che possiedono in “azioni morfogenetiche” sulla spiaggia. Il risultato finale dei processi indotti da queste forze è costituito dalle varie “forme” che la spiaggia presenta (Fig. 2.1): una spiaggia emersa

(backshore

), una spiaggia intertidale (

foreshore

) e una spiaggia sottomarina (

shoreface

).

Backshore: con questo termine si intende la spiaggia emersa o retrospiaggia, il cui limite interno viene individuato dal piede della prima duna (dove è definitivamente terminata l’azione delle onde) e quello esterno, verso mare, dal livello medio di alta marea (M.H.W.). Questo limite può essere individuato dalla presenza di una cosi detta

berma ordinaria

(evidenziate in Fig. 2.2), una stretta porzione orizzontale della spiaggia che assume forma triangolare, zona di deposizione di materiali accumulatosi per azione del flutto montante (Shore protection manual, 1977). All’interno della spiaggia emersa può essere distinguibile un ulteriore gradino, la

berma di tempesta

(Fig. 2.2), spostata verso terra, formatasi per accumulo di sedimenti trasportati dal flutto montante durante eventi di mareggiata. Siamo quindi in una zona supratidale, interessata dal moto ondoso solo durante le tempeste e dove è prevalente il trasporto eolico, oltre questa zona si estende infatti la fascia di dune costiere.

Per Foreshore si intende quella pozione di spiaggia, spiaggia intertidale, che si estende quindi tra il livello di bassa e alta marea (in Fig. 2.1 MLW e MHW) ed è alternativamente emersa e sommersa durante i normali cicli di marea; subisce, quindi, variazioni in funzione della marea e dell’intensità del moto ondoso. All’interno di questo settore di spiaggia è possibile distinguere la battigia e le

barre intertidali

(Fig. 2.2). La battigia (

swash zone

), in Fig. 2.2, corrisponde al piano inclinato su cui si manifestano flutto montante e risacca, in condizioni di mare medio; è quindi alternativamente sommersa ed emersa in dipendenza dal moto ondoso. Oltre la battigia è possibile notare dei rilievi longitudinali parallele alla linea di riva e separati da solchi, le barre, i cui accumuli sono controllati dalle condizioni stagionali dell’energia del moto ondoso.

Dal limite inferiore dello

foreshore

, cioè il livello medio di bassa marea (MLW), inizia la spiaggia sommersa o shoreface, zona in cui le onde interferiscono con il fondale che si alza progressivamente verso terra, interessata quindi da fenomeni per lo più trattivi. La fascia di frangimento delle onde,

breaker zone,

corrisponde all’area della prima barra esterna, o alle prime barre, dove l’onda, interferendo bruscamente con la cresta della barra, si deforma, convenzionalmente divide lo

shoreface i

n

superiore

(Fig. 2.1), parte verso terra, in cui sono presenti sabbie medio-fini e strutture sedimentarie riconducibili all’alto dinamismo di questa zona, con livelli più grossolani ricoperti da sedimenti più fini (Carobene 2006); e

inferiore

(Fig. 2.1), più profondo, in cui sono presenti sabbie fini. Le superfici erosive denunciano la migrazione delle barre; vi è alternanza di sabbie più fini e più grosse (Carobene 2006).

All’interno dello

shoreface

, si distingue la

surf zone

o zona di transizione (Fig. 2.1); essa corrisponde alla zona dove le onde, a seguito della loro frangenza, provocano traslazione d’acqua verso riva. Questa porzione del profilo costiero è quella in cui avvengono i fenomeni più interessanti dal punto di vista del trasporto e in cui si sviluppano le correnti litoranee; sul fondo possono essere presenti una o più barre (

longshore bars

).

Fig. 2.2 Zonazione dello shoreface, in cui si è distinta la surf zone dalla breaker zone. Si nota all’interno del foreshore la swash zone o battigia (da Comet Program,1989).

In queste porzioni di spiaggia sottomarina si attua il maggior trasporto sia longitudinale che trasversale del materiale costituente il litorale. Questa è la zona più dinamica di tutto il sistema ed è qui che si individuano le masse in movimento che regolano i profili di spiaggia.

Oltre la

breaker zone

il profilo tende ad appiattirsi, incontriamo la zona di transizione (o offshore transition) (Fig. 2.1) compresa tra il livello di base normale delle onde e quello raggiunto durante gli episodi di tempesta (fino cioè alla

profondità di chiusura

, profondità limite della piattaforma continentale oltre la quale l’energia delle onde non riesce più a muovere i sedimenti). In questa zona sono prevalenti i processi di decantazione, quanto non vi è movimento della massa d’acqua, e di trazione sotto l’azione delle onde di tempesta. L’alternanza di questi processi porta ad una corrispettiva alternanza deposizionale: sabbia (durante le fasi di tempesta per trazione) e peliti di piattaforma (durante le calme per decantazione).

Infine troviamo l’offshore (Fig. 2.1), zona circa pianeggiante di estensione variabile in cui si osserva per lo più la presenza di sedimenti a granulometria fine (argilla e silt) in quanto prevalgono quasi esclusivamente processi di decantazione.

Possiamo a questo punto usare il termine “fascia costiera” intendendo con questo l’insieme di costa, spiaggia e

nearshore

; distinguendo quindi la “costa" come quella porzione della fascia costiera che si estende dalla duna, dal piede di un promontorio verso l’entroterra. Riguarda quindi l’estensione terrestre, il cui limite interno viene oramai esteso all’interno dei bacini dei fiumi che defluiscono in mare perché il flusso d’acqua dolce insieme al carico dei sedimenti e della sostanza organica trasportata fanno parte integrante della dinamica costiera (tale considerazione é stata recepita dalle nuove legislazioni ambientali in materia di tutela delle acque, sia italiana che europea (D.Lgs 152/99 e Dir. 2000/60/CE rispettivamente, vedi capitolo 1 paragrafo 1.4).

La spiaggia in conclusione rappresenta quindi una zona molto dinamica. Essa riflette la distribuzione dell’energia del mare sulle sue varie parti assumendo, sotto l’attacco del moto ondoso, la forma che più gli consente di dissipare in modo efficiente l’energia incidente.

L'estensione delle fasce idrodinamiche e sedimentarie zonali della spiaggia (Fig. 2.3) sono funzione dell’acclività del fondo, della granulometria del materiale detritico disponibile, delle caratteristiche delle onde incidenti, tanto che al variare dello stato del mare il profilo trasversale emerso e sommerso cambia in continuazione.

Fig. 2.3 Zonazione idrodinamica della spiaggia (da Ricci Lucchi, 1980).

A questo proposito Shepard (1950) introdusse i termini di

profilo estivo

e

profilo invernale

per mettere in evidenza le profonde modificazione subite dalla spiaggia durante le diverse stagioni (vedi paragrafo 2.3).

Il profilo trasversale della spiaggia, infatti, presenta normalmente una selezione granulometrica con sedimenti grossolani verso riva e sedimenti più fini al largo (un’importante proprietà dei sedimenti che caratterizzano il profilo della spiaggia è la

granulometria

, Fig. 2.4).

La pendenza³ del fronte della spiaggia è correlata alle dimensioni dei sedimenti che la costituiscono e all'energia con cui le onde frangono a riva. A sedimenti più grossolani corrisponde un profilo della spiaggia più ripido; viceversa a granuli più fini corrisponde un profilo meno acclive.

Per dare una caratterizzazione corretta del materiale che si deposita lungo una spiaggia, si deve anche valutare quanto diversificate siano le dimensioni dei vari granuli che vanno a determinare le dimensioni medie e di quanto le dimensioni dei granuli si discostano da essa: attraverso la misura della deviazione standard (in gergo,

classazione

o

sorting

) è possibile valutare il grado di omogeneità dimensionale della massa di sedimenti in esame. Inoltre i sedimenti possono presentare una distribuzione granulometrica asimmetrica, con più granuli grossolani (asimmetria, o skwness, negativa) o più granuli fini (asimmetria positiva) rispetto a quanto atteso per una

3 Le spiagge presentano generalmente una pendenza più elevata in prossimità della linea di riva, che gradualmente si riduce andando verso il largo. L’espressione generale del profilo di spiaggia (Dean,1977) è data da: h=A*x^2/3; dove h è la profondità dell’acqua misurata alla distanza x dalla linea di riva, ed A è parametro di scala definito dalla granulometria dei sedimenti, esso aumenta con l’aumentare delle dimensioni dei sedimenti. L’esponente (2/3) definisce il grado di concavità della spiaggia, esso varia da 0.2 a 1.2; 2/3 è il valore medio osservato (ossia 0,67).

distribuzione gaussiana delle dimensioni dei granuli. I parametri granulometrici appena menzionati, sono importanti per descrivere un sedimento e danno utili indicazioni sulle modalità del trasporto e sull'energia dinamica del mezzo che ha trasportato il materiale. L’energia necessaria alla deposizione è direttamente proporzionale alla grandezza del sedimento: spiagge sottoposte a forte energia del moto ondoso, saranno costituite da particelle di sedimento più grossolane (meno facili da trasportare) rispetto a zone interessate da bassa energia. Per la stessa ragione sedimenti di ambiente ad alta energia sono più omogenei (alta classazione) rispetto a quelli di bassa energia. In generare procedendo da riva verso il largo troviamo quindi materiale sempre più fine e meglio classato (Pranzini, 2004).

Fig. 2.4 Classificazione dei sedimenti secondo Wentworth (1922) e corrispondenza in phi-mm. I limiti di classe di questa scala possono essere espressi come potenze di 2 (2ⁿ dove n è un numero positivo o negativo, incluso lo zero): 4mm è 2², 8mm 2³ etc.

Krumbein (1934) propose inoltre la scala phi:

ϕ =-log² D=-3,322 log₁₀ D; dove D è il diametro in millimetri della particella.

2.2 Il moto ondoso

In generale il movimento del mare può essere suddiviso in moti oscillatori (moto ondoso propriamente detto), variabili, di breve durata e che interessa prevalentemente trasporto di energia, e in moti continui, ossia moti con lunghi periodi e prevalente trasporto di massa (correnti e maree). Lungo la maggior parte delle coste, il moto ondoso è il fattore idrodinamico prevalente e rappresenta quindi la sorgente di energia dominante che modella e modifica le spiagge.

Un’onda è una perturbazione che si propaga in un mezzo con profilo oscillante, il cui movimento può essere osservato lungo la superficie del mare, all’interfaccia con l’atmosfera. Le onde si sviluppano a seguito di una qualsiasi perturbazione delle acque (onde di gravità, che si sviluppano sulla superficie libera dell’acqua) o quando è presente una discontinuità nella densità del fluido (onde interne, all’interfaccia tra due fluidi).

Di nostro interesse sono le onde generate dall’azione del vento, onde di breve periodo⁴ comprese nell’intervallo che va da meno di 1sec (onde capillari) fino a 5 minuti, più precisamente le onde di gravità generate dal vento, che hanno un periodo di 1-30sec e una frequenza di 0.033-1 ciclo per sec o Hertz (Masselink e Hunghes, 2003); la forza che determina la stabilità e il ritorno all’equilibrio, di queste onde, è la gravità, da qui il nome (Shore protection manual, 1977). Si tratta di onde progressive nel senso che la perturbazione della superficie del mare si propaga nel tempo.

La turbolenza dell’aria, il vento quindi, agisce sulla superficie dello specchio d’acqua a largo per mezzo di variazioni di pressione, imprimendo uno sforzo che tende a schiacciare le particelle superiori su quelle sottostanti. Data l’incompressibilità dell’acqua la spinta agisce in senso laterale facendo innalzare le particelle, che poi tendono ad abbassarsi. L’influenza dei vortici turbolenti è transitoria, perché di breve durata, e le depressioni che producono sulla superficie del mare sono increspature molto piccole, ma si tratta comunque di onde con una specifica lunghezza e velocità.

Dopo che si sono formate le prime increspature si innesca un processo di retroazione (Pranzini, 2004) in quanto più il vento soffia, più si determinerà una variazione di pressione tra il lato dell’increspatura sopravento e quello posto sottovento, portando allo sviluppo progressivo di un’onda più alta e più lunga. Man mano che le onde continuano a crescere, la superficie sulla quale insiste il vento (

fetch)

diventa sempre più alta e ripida, fino al punto di massima pendenza delle onde (H/L=1/7): nella zona di generazione le onde sono più piccole e ripide (onde di tempesta o mare vivo o

sea

) e quando superano questo limite frangono e trasferiscono la loro

4Caratteristiche di un’onda ideale. CRESTA: livello più alto raggiunto dal profilo di un’onda ideale; CAVO: livello più basso raggiunto dal profilo di un’onda ideale; ALTEZZA (H): distanza verticale tra cresta e cavo; LUNGHEZZA (L): distanza orizzontale tra due creste o due cavi successivi; PERIODO (T): tempo, in secondi, necessario affinché una cresta percorra una distanza pari alla lunghezza d’onda, l’inverso del periodo è la FREQUENZA (1/T) misurata in Hertz; CELERITA’ (C):

velocità con cui l’onda viaggia attraverso la superficie del mare, pari a L/T; RIPIDITA’ (H/L): rapporto tra altezza e lunghezza che misura l’inclinazione e quindi la stabilità dell’onda; AMPIEZZA (A): distanza tra cresta e il livello medio del mare (S.W.L.).

energia per la formazione di onde più lunghe e più stabili, perché meno ripide, che si allontanano dalla zona di generazione e sono in grado di immagazzinare meglio l’energia assorbita e di raggiungere altezze maggiori (onda lunga o mare morto o

swell

). E’ possibile, quindi, osservare il mare agitato da onde anche in zone prive di vento, a causa della propagazione del moto ondoso a distanze anche notevoli dal luogo d’origine, poiché questo movimento non si smorza bruscamente nell’istante in cui il vento cessa di spirare ma si va attenuando lentamente.

Le dimensioni massime raggiunte da un’onda dipendono da tre fattori: velocità del vento, durata della perturbazione e ampiezza del tratto di mare su cui insiste. All’estremità del

fetch

, quindi, nella direzione in cui spira il vento, le onde sono piccole ma poi crescono in altezza e periodo fino a raggiungere le massime dimensioni compatibili con le caratteristiche del vento che le solleva, a questo punto il mare è completamente sviluppato. Il mare reale è quindi una caotica sovrapposizione di onde sinusoidali.

Le onde sono quindi la forma che prende la superfici del mare quando è messo in movimento da un termine forzante qual è il vento, ma questo movimento non implica un trasporto di masse d’acqua bensì solo di energia: questo vuol dire che le particelle sulla superficie dell’acqua al passaggio dell’onda si muovono descrivendo orbite circolari, di diametro H, su di un piano ortogonale alla superficie marina e che dopo il passaggio dell’onda ritornano nel punto di partenza.

Le orbite descritte hanno un raggio che decresce con la profondità secondo una progressione geometrica: allontanandosi dalla superficie, il diametro delle orbite descritte dalle particelle d’acqua diminuisce fino a quando raggiungono profondità pari a metà della lunghezza d’onda (profondità di chiusura), per cui il diametro diventa trascurabile. A questa profondità l’onda si propaga in acque basse e il fondo del mare comincia ad interferire con il moto delle particelle: l’attrito con il fondo provoca uno schiacciamento graduale dell’orbita che da circolare diviene ellittica, fino a quando in prossimità del fondo il moto è solo orizzontale (Fig. 2.5).

Fig. 2.5 Trasformazione delle orbite delle particelle d’acqua con il trasferimento dell’onda su fondali minori (da Masselink e Hunghes, 2003).

Propagandosi verso costa, le onde subiscono una serie di trasformazioni (molto complesse da descrivere sebbene, tramite l’adozione di alcune semplificazioni, ne sia stata data una descrizione sufficientemente buona) in quanto venendo a trovarsi via via su fondali di profondità sempre minore, il moto delle particelle degli strati più bassi viene frenato dall’attrito esercitato dal fondo e la velocità orbitale si riduce gradualmente con la profondità.

Spesso i fondali incontrati dall’onda non hanno morfologia regolare o essa stessa procede con andamento obliquo rispetto alle isobate: i tratti che risentono di un fondale rialzato verranno frenati, mentre il resto del fronte procederà il suo cammino con la stessa velocità. L’azione di freno esercitata dal fondo non avviene contemporaneamente su tutto il fronte d’onda ed essi ruotano fino a disporsi paralleli alla riva. Il fenomeno della rotazione dei fronti d’onda per l’attrito differenziale del fondo prende il nome di rifrazione. Tracciando l’ortogonale al fronte d’onda (raggio di propagazione), seguendo il percorso di ogni singolo tratto dell’onda, la costa si comporta come una lente che converge l’energia in un certo punto o la diverge: se le isobate sono convesse, come accade nei fondali prospicienti un promontorio, l’energia trasportata dall’onda viene focalizza sul promontorio stesso mentre se le isobate sono concave, come nel caso di aree antistanti baie, l’energia associata si disperde lungo l’intero arco, divenendo zona di deposizione per i sedimenti (Fig. 2.6).

Fig. 2.6 Rifrazione delle onde con concentrazione dell’energia sui promontori e dispersione nelle insenature (da Pranzini 2004).

Sempre a causa dell’interazione col fondo, l’onda perde gradualmente la sua simmetria e il suo profilo diventa obliquo e quindi instabile: inizialmente diminuisce la sua altezza per poi incrementarla. Essendo l’acqua incomprimibile, la lunghezza a questo punto si accorcia, mentre il periodo rimane costante, le creste diventano più aguzze e i cavi si appiattiscono sempre più. E’

questo il processo di shoaling. Dato che le particelle d’onda sulla cresta sono meno soggette ad attrito rispetto a quelle che si trovano in prossimità del fondo, la parte alta avanzerà con velocità maggiore rispetto alla parte bassa, fino a che la cresta, raggiunta la massima pendenza, si rovescia

in avanti sul cavo (

breaking point

) e quindi frange dissipando l’energia trasportata e dando luogo al frangente di spiaggia (

wave breaking

). Ogni onda frange a distanze diverse da costa, la profondità alla quale avviene il fenomeno del frangimento è funzione dell’altezza dell’onda al frangimento (Hb). Nella Fig. 2.7 sono descritti i diversi tipi di frangimento annoverati in letteratura.

E’ necessari spesso definire il limite più esterno di tale area, detta breaker zone, in base alle onde che arrivano.

SPILLING: fondali a bassa pendenza con onde molto ripide che collassano in modo caotico formando schiuma sulla cresta man mano che si approssimano alla riva dissipando quasi tutta la propria energia;

PLUNGING: fondali a media pendenza con onde di ripidità intermedia, il cui fronte diventa concavo e la cresta aguzza che frange; sono i tipici cavalloni a cui si associa un’azione erosiva a causa dell’intenso flusso di ritorno che producono sulla battigia

COLLAPSING: fondali medio-elevati, caratteristico di onde che dopo aver assunto un fronte molto inclinato, collassano gradualmente procedendo verso riva, formano una massa di acqua fluttuante;

SURGING: fondali a forte pendenza con onde poco ripide che lo risalgono mantenendo un profilo dolce, la cresta non si rompe e la gran parte dell’energia viene riflessa.

Fig. 2.7 Vari tipi di frangimento (da Pranzini 2004).

Una volta che l’onda frange, si ha la trasformazione da un’onda di oscillazione ad una di traslazione, cioè un effettivo spostamento in avanti della massa d’acqua. Dopo il frangimento esiste ancora un’onda residua che si propaga a costa risalendo la spiaggia asciutta, conosciuta col nome di

swash

(o

uprush o

flutto montante), fino a che la sua energia cinetica non si trasforma completamente in energia potenziale e quindi ridiscende verso mare per gravità (

backwash

o

downrush

o risacca) scontrandosi con le altre onde in arrivo. La

swash zone

è appunto quella parte della spiaggia che è alternativamente bagnata o asciutta a seconda del flusso di arrivo delle onde frante (la battigia).

Una parte dell’energia trasportata dall’onda viene riflessa dalla spiaggia, sia nella parte emersa che sommersa: si formano cosi onde provenienti da terra (riflesse) che incontrano e si sovrappongono alle onde provenienti dal mare lontano (incidenti). Il fenomeno della riflessione è maggiormente evidente davanti alle falesie non contornate da spiagge e in prossimità di opere artificiali di difesa

di litorali. Un cambiamento ulteriore nella direzione di propagazione a costa di un’onda può essere causato dalla diffrazione, processo attraverso il quale l’energia è trasferita lateralmente lungo la cresta dell’onda piuttosto che lungo la direzione di propagazione (Masselink e Hunghes, 2003);

questo fenomeno si evidenzia quando un treno d’onda incidente intercetta ostacoli naturali o artificiali: a seconda dei casi, la parte del fronte d’onda che investe l’ostacolo dà origine a un fenomeno di frangimento o riflessione, mentre nella loro zona d’ombra questo porta all’esistenza di un moto ondoso con trasferimento di energia in direzione parallela alle creste dell’onda. Si produce un’onda circolare che può determinare flussi sedimentari di direzione opposta a quelli indotti dall’onda originaria (Pranzini 2004).

2.3 Le correnti costiere

Con il termine corrente viene in genere indicato un qualsiasi movimento di massa d’acqua, non solo di energia, continuo nel tempo e con alti periodi, indotto da diverse cause e capace di mobilizzare o trasportare volumi importanti di sedimenti. Le cause posso essere molteplici: dalla forza di marea che crea correnti orizzontali (come ne daremo qualche cenno nel paragrafo che segue) alla differenza di temperatura e quindi di densità delle masse d’acqua che provocano moti convettivi (correnti di gradiente) o ancora dovute alla rotazione terrestre (correnti inerziali) o a movimenti ascensionali in senso verticali (

up e down-welling

). Quelle che interessano in particolar modo la fascia costiera e che interagiscono con essa, sono le correnti indotte dalla forza del vento per attrito sulla superficie del mare, che in linea di massima assumono una direzione ed un’intensità dipendenteintimamente dalla forza e dalla direzione di propagazione del vento.

Riportiamo l’attenzione al frangimento: nella

surf zone

le onde incidenti progressivamente dissipano la loro energia una volta che esse frangono (Masselink e Hunghes, 2003), l’energia cosi rilasciata viene usata per generare le correnti litoranee e quindi trasporto solido sedimentario litoraneo; all’interno di questa zona assistiamo ad un trasporto di massa (

mass transport

) cioè ad un flusso superficiale di massa d’acqua che il moto ondoso riesce a muovere lungo la direzione di propagazione a costa. Perché si mantenga il principio di conservazione della massa, a questo flusso superficiale verso costa corrisponderà un flusso verso il largo, profondo (flusso di ritorno o

undertow current

). Se nel suo moto verso il largo, il flusso di ritorno, diffuso e quindi debole, viene ad incanalarsi forma la corrente di risucchio (

rip current

), corrente localizzata, intensa, che raggiunge velocità intorno a 60-100cm/s (Ricci Lucchi, 1980) ed interessa tutta la colonna d’acqua.

Essa erode il fondale scavando veri e propri canali. La presenza di queste correnti è causa di notevole pericolo per la stabilità delle spiagge e per le persone che si avventurano in acqua.

Undertow

e

rip current

sono correnti che si sviluppano perpendicolarmente a costa e sono responsabili del modellamento della spiaggia, sia nei processi erosivi che deposizionali (Pranzini 2004). Quando i fronti d'onda sono obliqui rispetto alla linea di costa (il moto ondoso forma un angolo di propagazione rispetto a costa), la

mass transport

avrà due componenti di movimento:

una parallela a costa e l’altra perpendicolare. Come abbiamo appena visto, quest’ultima origina la

undertow

e la

rip current

.

La componente parallela, invece, determina una corrente lungo costa (

longshore current

), che può raggiungere velocità dell'ordine di alcuni decimetri al secondo, fino a circa 1 m/s, decadendo al largo della zona dei frangenti: quanto più la costa è ruotata rispetto alla direzione del fronte d’onda tanto più intensa è la corrente che si forma (Masselink e Hunghes, 2003). E’ ovvio quindi attendersi lo sviluppo di una corrente parallela a costa solo quando esiste un angolo tra fronte

d’onda e costa, quanto questi incidono perpendicolarmente l’angolo sarà nullo e si formeranno solo

undertow

e

rip current

. La Fig 2.8 mostra schematicamente le tre correnti descritte.

Fig 2.8 Le principali correnti costiere (da www.wikipedia.org).

L’intensità della

longshore current

dipende anche dall’altezza d’onda al frangimento (Hb): se questa è maggiore, si avrà un incremento di energia associata all’onda e quindi una velocità più intensa ma saranno anche maggiori i volumi d’acqua coinvolti in quanto si estenderà il limite a largo della

surf zone

(Shore protection manual, 1977). L’importanza di questa corrente è legata alla sua responsabilità nel trasporto litoraneo dei sedimenti, si parla infatti di deriva litorale o

litoral drift

, cioè di quei processi che coinvolgono la ridistribuzione dei materiali portati a mare dai corsi d’acqua e quindi anche la distribuzione di materiale inquinante associata ai sedimenti. Controllano quindi la sedimentazione e l'erosione delle coste, trasportando il sedimento per notevoli distanze e dando origine a corpi sedimentari particolari, i cordoni litorali e i tomboli, in corrispondenza di rientranze ed irregolarità della costa, come golfi e delta fluviali.

2.4 Il trasporto solido costiero

Ma da dove viene il materiale che costituisce le spiagge? Solo in pochi casi e in piccole spiaggette ai piedi delle coste rocciose i sedimenti che compongono la spiaggia sono il prodotto dell'erosione della scogliera o sono direttamente prodotti in mare come i carbonati e i silicati biogenici (

sedimenti autoctoni

, in quanto direttamente prodotti nel luogo in cui è avvenuta la sedimentazione). Nella maggior parte dei casi i sedimenti si sono formati assai più lontano, sui versanti dei monti (

sedimenti alloctoni

in quanto derivano dalla scomposizione chimica e meccanica delle rocce continentali in particelle che consistono in minerali singoli o sottoinsieme di minerali contenuti nella roccia madre) da dove i fiumi e torrenti li trasportano fino al mare. Una volta in mare tutti i sedimenti vengo quindi ridistribuiti dal moto ondoso e correnti.

I sedimenti possono essere soggetti a diversi tipi di trasporto, che dipendono fondamentalmente dalla massa della particella e dalla velocità della corrente. Possiamo quindi distinguere tra (Fig.

2.9):

• Trasporto di fondo: i sedimenti possono essere trasportati per trazione, rotolando o scivolando ma mantenendo un contatto continuo con il fondo, in quanto troppo pesanti per essere sostenuti; questo trasporto avviene infatti ad opera di correnti deboli che trasportano sabbia o di correnti forti che trasportano materiali più pesanti quali ciottoli e ghiaia (Masselink e Hunghes, 2003).

I sedimenti possono avere anche contatto intermittente con il fondo, muovendosi compiendo piccoli salti. Subiscono saltazione le sabbie trasportate da correnti moderate o la ghiaia mossa da correnti molto forti (Masselink e Hunghes, 2003).

• Trasporto in sospensione: i sedimenti sono supportati dalla turbolenza del fluido e quindi si ritrovano sospesi appunto all’interno della massa d’acqua, anche se possono avere qualche contatto intermittente col fondo. I sedimenti che vengono trasportati con questa modalità si distinguono da quelli trasportati per saltazione a causa della loro irregolarità, dovuta appunto alla turbolenza del fluido. Per sospensione viene trasportato per lo più materiale fine (

silt

) ma anche sedimenti più grossolani (sabbie) se le correnti che lo movimentano sono di notevole intensità (Masselink e Hunghes, 2003). Particelle molto fini (argille e frazione colloidale) sono trasportate permanentemente in sospensione (si parla di

wash load

) (Masselink e Hunghes, 2003).

Fig. 2.9 Rappresentazione schematica delle modalità di trasporto del sedimento: A- sospensione; B- saltazione; C- rotolamento/scivolamento (da Atlante delle opere di sistemazione costiera 2007, Apat).

In generale il trasporto dipende dall'energia e tipo di onde e dalla granulometria dei materiali. Da un punto di vista dinamico negli ambienti ad alta energia il trasporto di sabbia è prevalentemente sul fondo e in sospensione; in quelli a bassa energia si trasporta prevalentemente materiale fine in sospensione (Ricci Lucchi, 1980). Nella parte inferiore della spiaggia sottomarina il trasporto verso terra avviene fondamentalmente sul fondo, mentre quello verso mare avviene in sospensione ad opera essenzialmente del flusso di ritorno,

undertow current

.

Soffermando ora l’attenzione sulla direzione del moto, il trasporto solido costiero può essere scomposto in due componenti:

-Trasporto solido trasversale, che avviene in direzione perpendicolare alla linea di riva (

cross-

shore

) ed è dovuto principalmente all’

undertow current

e alle asimmetrie del campo di moto ondoso; questo tipo di trasporto è la principale causa dei cambiamenti morfologici del profilo di spiaggia a breve termine (stagionale). I singoli granelli di sabbia che compongono il fondo della spiaggia per effetto dei moti turbolenti, che si accompagnano al passaggio di ogni onda, vengono sollevati. Durante l’inverno le onde sono grosse e la zona dei frangenti è molto agitata, sulla spiaggia si verifica uno sviluppo di energia su scala maggiore che non durante l’estate. L’energia dissipata nell’unità di tempo può essere espressa per mezzo della ripidità delle onde (H/L). Dalla linea dei frangenti fino a riva si ha, negli strati superiori, uno spostamento dell'acqua verso la costa che diventa imponente durante le forti mareggiate invernali (onde ripide e alte). Per il bilancio di massa, l'acqua scorre sul fondo dalla zona più vicina alla battigia e si porta verso il largo, trasportando con sé una grande quantità di sedimenti; si verifica cioè un’erosione della berma e questo materiale va ad alimentare la spiaggia sommersa. Nella fascia dei frangenti il movimento tende ad annullarsi e i sedimenti fin qui trasportati vengono abbandonati sul fondo dando luogo ad un cordone sommerso longitudinale alla costa, la barra per l’appunto. Durante le mareggiate più forti si possono osservare più linee di frangenti al di sotto delle quali è possibile ora immaginare la presenza di barre che, formando un brusco scalino sul profilo sommerso della spiaggia, impongono

ad un gran numero di onde di frangere proprio in quel punto, innescando fra l'altro un processo di autoalimentazione delle barre stesse. Le barre costituiscono anche una difesa della spiaggia contro le onde più forti: l'energia che queste trasportano, e che attaccherebbe violentemente la riva, viene filtrata dalle barre e dispersa su di un tratto di fondo maggiore. Con il ritorno della bella stagione le onde diventano più appiattite (meno ripide), non frangono che in prossimità della riva e possono riportare verso costa quei materiali che nel periodo invernale se ne erano allontanati, con ricostruzione della spiaggia emersa: l'acqua che scende sulla battigia viene in parte assorbita dalla sabbia, la sua capacità di riportare indietro tutto il materiale trasportato viene ridotta e la berma si accresce mentre la sua cresta si alza fino a che le onde non riescano a raggiungerla (Fig. 2.10).

Fig. 2.10 Variazioni del profilo di spiaggia (da Atlante delle opere di sistemazione costiera 2007, Apat).

In inverno la parte emersa è stretta poiché parte della sabbia si è trasferita sotto forma di barre nei fondali antistanti; in estate la spiaggia emersa è più larga, la battigia è più ripida, e al largo vi sono poche o piccolissime barre. Spesso dopo la berma ordinaria, ossia quella in equilibrio con l'attuale stato del mare, è possibile trovare più all'interno delle creste di berme di tempesta, più alte e modellate dalle onde maggiori quanto queste attaccavano la spiaggia. Il bilancio complessivo è costante se non intervengono particolari fattori.

-Trasporto solido longitudinale, che si sviluppa in direzione parallela alla line di riva ed è prodotto dalla

longshore current

. Esso causa evoluzione morfologica della spiaggia a lungo termine.

Mentre al trasporto trasversale non è associato un vero è proprio movimento netto ma piuttosto una selezione granulometrica e un modellamento trasversale del profilo di spiaggia emersa e sommersa; al trasporto longitudinale unidirezionale, causato dalle correnti longshore localizzate nella zona dei frangenti, è associato un vero e proprio spostamento netto dei sedimenti parallelo a

costa. Il trasporto lungo riva avviene secondo un andamento a zig-zag, cosiddetto a “dente di sega”.

Nella zona dei frangenti l’elevata turbolenza del moto ondoso mette in sospensione i sedimenti più fini che vengono diffusi verso terra (dall’onda di traslazione) e verso mare (dal flusso di ritorno);

quelli più grossolani sono soggetti invece a saltazione o sospensione intermittente e mentre sono sospesi vengono intercettati dalla corrente longshore (non trattiva, quindi) che li trasporta parallelamente a costa, sempre con traiettoria risultante a zig-zag (Fig. 2.11) (Ricci Lucchi, 1980).

Nella zona di traslazione quando la corrente longshore è debole, prevalgono i movimenti perpendicolari a costa, al contrario quando questa è forte il trasporto avviene lungo costa. In questa zona il trasporto sul fondo in condizioni di alta energia avviene principalmente verso mare e verso terra in condizioni di bassa energia. Si avrà uno spostamento effettivo del granulo parallelo a costa secondo un altro tipo di traiettoria a zig-zag (Fig. 2.11), perché combinazione di movimenti sul fondo (prevalentemente perpendicolari a costa) e in sospensione (paralleli a costa).

Giunti a riva i fronti d'onda incidono con direzione obliqua rispetto alla linea di riva, ciò fa si che i granuli di sabbia si spostino sulla battigia secondo una direzione non coincidente con la linea di massima pendenza della spiaggia. Viceversa, la linea di massima pendenza viene seguita dai granuli durante il movimento di risacca, perchè i granuli in questo caso obbediscono alla sola forza di gravità. Ciò comporta che a ogni nuova onda, con relativa risacca, ogni granulo si trovi leggermente spostato a destra o a sinistra a seconda dell'incidenza del fronte d'onda rispetto alla posizione precedente (altro tipo di traiettoria a zig-zag, Fig. 2.11). Nel tempo questo processo agisce come un vero e proprio nastro trasportatore litoraneo. Naturalmente, se un qualunque ostacolo limita o impedisce l'afflusso di nuovo materiale sedimentario in una data sezione di spiaggia, quella sezione tenderà a erodersi e ridursi progressivamente, fino a scomparire.

Fig. 2.11 Trasporto longitudinale; F_D forza di trascinamento e F_g forza peso (da Ricci Lucchi, 1980).