Appunti di Idrologia, prof. Cazorzi

Definiti i parametri k, t, ψ e δϑ si inserisce nel termine a destra un valore iniziale di f (normalmente f

= kt). Il risultato del calcolo, f, viene sostituito al valore iniziale ed il calcolo viene ripetuto. La

procedura termina quando il valore di f converge ad un valore costante. Si noti che nel modello di

green e Ampt l'infiltrabilità ad un certo istante t, f(t), è funzione anche dell'infiltrazione cumulata

fino al tempo t. Estrapolando il modello ad una situazione reale, senza la lama d'acqua costante del

modello teorico, l'infiltrazione cumulata al tempo t deve essere minore o uguale alla precipitazione:

f(t) ≤ p(t). Ne consegue che con il modello è possibile calcolare una infiltrabilità vicina, almeno

concettualmente, all'infiltrabilità effettiva. In realtà il modello non tiene conto che negli intervalli di

scarsa o nulla precipitazione vi può essere una diminuzione del contenuto idrico della zona

superficiale del suolo, dato che la percolazione prosegue nella zona sottostante, con un temporaneo

aumento dell'infiltrabilità effettiva.

L’infiltrazione si misura con un infiltrometro a cilindro: prendo un cilindro (un tubo) e lo metto nel terreno, ci

verso sopra l’acqua e con un cronometro ogni 2 minuti misuro e vedo con che velocità entra. Si espande

(non va dritta). Espandendosi lateralmente il fenomeno si velocizza. Alcuni degli inconvenienti descritti

possono essere attenuati dall'uso di un infiltrometro a doppio cilindro che si differenzia dal precedente per

la presenza di un secondo cilindro nel quale non si effettuano misure, che ha lo scopo di creare una sorta di

“barriera di potenziale” per rendere il moto dell’acqua al di sotto del cilindro centrale quanto più possibile

monodimensionale. Infiltrometro a doppio cilindro: quello esterno forma un circolo che si allarga al di fuori

del cilindro e una barriera umida esterna che evita all’acqua del cilindro di espandersi. Così riesco a misurare

la velocità. Formazione deflussi

Formazione dei deflussi Lo schema

rappresenta i

principali

Processi che portano

al frazionamento

Dell'acqua meteorica

in evaporato, acqua

Nel terreno e acqua

sul terreno. A meno

Dell'invaso in

eventuali falde

inattive e di

Perdite per

evapotraspirazione,

l'acqua

giunge, in tempi più o

meno lunghi, alla rete

idrografica e alla

sezione di chiusura

del bacino. Le

modalità con cui ciò

avviene dipendono dai processi di moto lungo i versanti e il reticolo idrografico. Gli schemi interpretativi dei

meccanismi di generazione dei deflussi di piena non sono univoci né hanno valenza universale. In contesti

diversi alcune teorie prevalgono e alcune forme di deflusso diventano dominanti sulle altre.

Teoria di horton

La teoria classica di Horton (1933) attribuisce alla

superficie del suolo il ruolo di partizionare la

Pioggia netta: una parte raggiunge rapidamente la rete

idrografica per deflusso superficiale, l'altra si

Infiltra e si muove lentamente come deflusso di base.

In un dato istante il terreno ha una capacità

Di infiltrazione f, se su di esso insiste una pioggia con

intensità i (maggiore di f) la frazione (i-f), detta

Afflusso efficace, alimenta il deflusso superficiale. La

capacità di infiltrazione diminuisce

Esponenzialmente nel tempo quindi è probabile che

all'inizio dell'evento f sia maggiore di i e di

Conseguenza tutta la pioggia si infiltri nel suolo,

successivamente, quando (i-f) diviene positivo, una frazione di essa contribuisce, su tutta la superficie del

bacino, alla produzione di deflusso superficiale. Ogni volta che l’intensità di pioggia è maggiore

dell’infiltrabilità, si ha un deflusso superficiale. Sui versanti forestali temperati l’infiltrabilità è sempre molto

alta (k > 70 mm/h), tutta la pioggia si infiltra e la teoria di Horton non spiega la formazione di piene.

s Teoria di Hewlett

Nel 1961 Hewlett propone un meccanismo di

formazione dei deflussi che vede come

elementi fondamentali la rete idrografica e il

deflusso sottosuperficiale. La teoria prevede

una espansione dinamica delle zone di

saturazione a partire dalla prossimità degli

alvei fluviali, per questo è nota anche come

teoria dell’”area di contribuzione variabile";

quando il suolo è significativamente

inclinato, l’acqua viene trascinata dal

gradiente di pendenza, seguendo le

isotropie (le disomogeneità) del suolo.

Il deflusso di base ci impiega tanto tempo

per arrivare ai fiumi. Sul versante

inclinato la pioggia che arriva, se il terreno

è permeabile, si infiltra ma non finisce

tutta in falda: una parte scorre nella zona

insatura formando il deflusso

sottosuperficiale. In fondo alle valli, dove cambia la pendenza o dove si assottiglia, vi sono zone in cui

l’accumulo di deflusso fa aumentare la superficie di falda, che sale spostandosi fino alla superficie del suolo;

se il terreno è saturo si comporta come impermeabile e si forma il deflusso superficiale.

Il deflusso di base non concorre alla formazione di piena, perché è molto lento a scendere a valle, quindi

arriva quando il fenomeno è già finito. Teoria più vera di quella di Horton ma più difficile da interpretare in

modo analitico. Visto dall’alto.

Le testate dei

fiumi diventano



sature se

l’evento

prosegue le

aree sature si

estendono

ancora.

La piena è

determinato

dal deflusso

superficiale

nelle zone

sature e dal

deflusso

ipodermico

nelle zone

insature.

Deflussi di versante lo scorrimento ipodermico, di

deflusso sottosuperficiale,

avviene in mezzo alle due

superfici (quella organica) e

l’altra (quella “minerale”).

Tre forme di deflusso:

Deflusso superficiale:

• Prodotto dalla frazione di pioggia che non si infiltra e scorre sul versante;

• Erosione del pendio distacco e trasporto di particelle di suolo;

• Se avviene, avviene solo durante l’evento piovoso non contribuisce al bilancio idrico in modo

significativo;

• Formazione dei massimi di piena:

❖ Velocità elevata, compresa tra 0.2 e 15.0 cm/s (pendenza, scabrezza);

❖ Tempi rapidi di propagazione.

Deflusso sottosuperficiale (ipodermico):

• Frazione di pioggia infiltrata che si muove nella zona superiore del suolo (normalmente insatura);

• Velocità modesta, ma aumenta con la presenza di una rete di macropori generati dall’attività

biotica e dalle eterogeneità del suolo (pipe flow);

• Alimenta la rete idrografica e può tornare in superficie (es. Strade, tagli del pendio, o zone di

saturazione);

• Sui versanti forestali temperati l’infiltrabilità è sempre molto alta, tutta la pioggia si infiltra e il

deflusso sottosuperficiale diventa il protagonista;

• Se avviene, avviene solo durante l’evento piovoso non contribuisce al bilancio idrico in modo

significativo. Deflusso sotterraneo (di base):

• Generato dal movimento dell’acqua negli acquiferi in profondità;

• Velocità molto bassa;

• Non contribuisce alle piene in modo significativo;

• Bilancio idrico: 90% dei deflussi. Il deflusso diretto

• Dal punto di vista pratico, nell’idrologia «di progetto» quando si applicano i vari metodi per il

calcolo della portata, si può ricorre spesso al generico termine concettuale “deflusso diretto”;

• I termini deflusso superficiale e deflusso ipodermico caratterizzano due forme di deflusso che

hanno caratteristiche idrauliche, fisiche e luoghi di accadimento diversi. Quella di “deflusso diretto”

è invece una definizione concettuale con cui si intende quella porzione di deflusso che contribuisce

alla formazione della piena (trascurando, quando c’è, dal punto di vista fisico, quale tipo di deflusso

sia. Comprende sicuramente una quota significativa del deflusso sottosuperficiale se c’è e quando

c’è e lo stesso per il deflusso superficiale);

• In questo modo non è importante stabilire quali componenti del deflusso costituiscano il deflusso

diretto. Né è necessario optare a priori per una specifica teoria. Inoltre si introduce una

semplificazione funzionale in cui i deflussi sono solo due: deflusso diretto e deflusso di base.

Idrogramma di piena

Idrogramma

• L’idrogramma è la rappresentazione grafica dell’andamento della portata nel tempo.

• 3 -1

la portata si esprime normalmente in m s ovvero un volume diviso un tempo: ne consegue che il

volume del deflusso corrisponde all’integrale della portata ovvero all’area sottesa dalla curva

dell’idrogramma:

normalmente il tempo è espresso in ore e il volume di deflusso in mm.

Idrogramma annuale

Nel corso dell’anno si verificano numerosi eventi di piena di diversa magnitudine. Sono riconoscibili dai

picchi dell’idrogramma annuo in cui i dati hanno scansione giornaliera. Per indagare sui singoli eventi di

piena è necessario disporre di dati a scansione oraria o, se il bacino è molto piccolo, anche inferiore all’ora.

Per comodità, sulla stessa scala delle ascisse si rappresentano anche le precipitazioni: normalmente c’è una

relazione biunivoca tra portata e precipitazioni.

Idrogramma di piena

• la piena è un significativo e generalmente rapido aumento della portata di un corso d’acqua,

dovuto ad un consistente evento di pioggia o allo scioglimento di un rilevante manto nevoso,

seguito da una diminuzione, generalmente più lenta, e dal ritorno alle condizioni originarie.

Forma caratteristica dell’idrogramma (corrisponde ad un evento di pioggia costante nel tempo ed

Uniforme nello spazio):

• Ramo ascendente (curva di concentrazione) in cui la portata aumenta sempre più rapidamente;

• Colmo di portata quando si raggiunge il massimo dell’idrogramma;

• Ramo discendente o di esaurimento (o di recessione) in cui si ha una diminuzione continua, ma

progressivamente sempre più lenta della portata.

Durante un evento di piena il deflusso di base aumenta perché la superficie di falda si alza.



Immaginiamo due bacini uguali come superficie, vegetazione la precipitazione crea lo stesso volume di

deflusso, ma il primo è più pendente e il secondo meno pendente (la velocità/il tempo di risposta è più



lenta/o e quindi la portata massima e il tempo a cui avviene, cambiano in modo significativo il grafico è

più tozzo e allargato, ma la superficie