Idrogeologia - Appunti e schemi grafici

Es: Firenze P = 50,6 (t≤2 ore) Contessini

Variazioni spaziali

Il punto o la zona dove si concentrano le piogge a massima intensità prendono il nome di centro di

pioggia o centro di massimo rovescio o ancora centro di massimo scroscio.

Precipitazioni e altitudine-optimum pluviometrico

• In genere se il livello di pioggia aumenta, aumenta la pioggia e la percentuale di neve;

• la pioggia ad una data quota si può esprimere approssimativamente così:

Il risultato sarà espresso in mm/m.

'

+ K

P = # ## # → pioggia rilevata ad un quota inferiore rispeTo a

quella cercata

H → dislivello tra i due livelli h

16 < K < 70 → a seconda della zona

≅

Per esempio nelle Alpi P 1mm/m.

• l'optimum sarebbe piogge massime per livelli relativi di pioggia massima dove se il livello

aumenta o diminuisce, le piogge diminuiscono.

Neve e ghiacciai

• misure della neve caduta (Hs) si prendono o con aste graduate o sui livelli di acqua di

fusione (nivopluviometri).

*( , - ) ÷

• densità () ) = = 0,06 0,12

* ( - )

' '

• intensità (I) = = /

)

• coefficiente nivometrico = Cn = (01/ * 100 dove sono le piogge totali (componente

solida + liquida)

• innevamento = giorni di permanenza del manto nevoso sul suolo

Limite delle nevi persistenti

La neve si accumula nelle regioni poste al di sopra del limite delle nevi persistenti, sottoposta a

pressioni di carico e dinamiche, si trasforma progressivamente in nevischio e poi in ghiaccio di

ghiacciaio. Questo processo prende il nome di diagenesi della neve.

)

) (nevischio) = 0,5 < < 0,9

) )

(ghiaccio) = 0,82 < < 0,91

• i ghiacciai si dividono principalmente in "regionali" (delle regioni polari) e "locali" (di

montagna).

EVAPORAZIONE E TRASPIRAZIONE

Evaporazione

• trasforma l'acqua nelle sue varie forme in vapore;

• la sua velocità dipende da due fattori: potere evaporante dell'atmosfera e il tipo di

superficie evaporante.

Potere evaporante dell'atmosfera

• anche detto indice di evaporazione o evaporazione latente, si esprime in mm di acqua

evaporata in un certo periodo di tempo e dipende da vari fattori: umidità dell'aria,

temperatura ambientale, velocità del vento, pressione barometrica, altitudine di

riferimento;

• aumenta all'aumentare di: deficit di umidità dell'aria, temperatura, altitudine e vento.

• decresce se la pressione barometrica diminuisce.

Misure dirette

• tramite evaporimetri ovvero recipienti metallici (cilindrici) relativamente poco profondi, del

diametro di 4 cm. Si calcola la quantità di acqua che si perde per evaporazione.

Per esempio in Unione Sovietica si usano evaporimetri di 20 m² e 0,3 m² di area, 5,04 m e

61,8 cm di diametro, con 2 m e 1 m di altezza. ∅

In U.S.A. e altri paesi avremo, per evaporimetri di classe A avremo: A di 1,14 m², di 120,6

cm, h di 25,4 cm. Essi di solito sono appoggiati al suolo , con il passaggio di aria sottostante.

ricarica d'acqua Evaporimetro russo

• negli evaporimetri l'evaporazione rilevata è sempre maggiore di quella reale. Quindi il

valore rilevato si moltiplica per un coefficiente tra 0,6 e 0,85.

• per studiare l'evaporazione nel suolo in genere si usano i geoevaporimetri dove

l'evaporazione totale è data dall'acqua che bisogna aggiungere al suolo per avere una

umidità costante all'interno dello strumento.

• se il fondo dello strumento è permeabile avremo un lisimetro, dove l'evaporazione totale è

la differenza tra l'acqua immessa e quella che drena dal fondo. Sono anche utili per

misurare l'evapotraspirazione.

Formule per il calcolo del potere evaporante

Tra le formule empiriche avremo:

5

4

3

E = c ( - l )( 1 + ) (dalla formula di

Meyer Dalton)

#

E = evaporazione in pollici

3

( - l ) = deficit di umidità dell'aria medio mensile

5

6 = velocità media mensile del vento in miglia orarie

c = costante empirica che varia da 15 (stagni) a 11 (laghi)

E' una formula abbastanza precisa.

78 9 ,

= a Visentini

78 = evaporazione mensile (mm)

T = temperatura media del mese

a = coefficiente che varia da 2,25 (piccoli laghi) e 2 (grandi laghi)

Utile per i laghi ma comunque poco precisa perchè dipende troppo e solo dalla T

Tipi di superfici evaporanti

• specchi d'acqua: l'evaporazione di una massa d'acqua è molto sensibile alle variazioni di

temperatura. Può essere calcolata considerando il bilancio idrologico (dando risultati

imprecisi) o considerando i dati degli evaporimetri.

• suolo privo di vegetazione: l'evaporazione è massima nei suoli saturi. Qui si usano o

lisimetri.

• falde: l'evaporazione è minima se la profondità è massima.

• vegetazione: l'acqua evapora più facilmente dalle foglie degli alberi che dai fitti manti

erbacei, per la minore areazione al loro interno.

Traspirazione

• l'acqua assorbita dalla vegetazione viene poi restituita dalla stessa all'atmosfera attraverso

gli stomi;

• gli strati di terreno interessati sono:

÷

cereali: 1 2 m

o ÷

alberi: 1 6 m

o vite: 6 m

o

Fattori fisici

• direttamente proporzionali: temperatura, ventilazione, irradiazione soalre, umidità del

suolo;

• indirettamente proporzionali: umidità dell'aria.

Fattori fisiologici

Specie vegetale, età, sviluppo dell'apparato fogliare, lunghezza delle radici.

Misure di traspirazione

Si misura il vapore acqueo traspirato eseguendo pesate su campioni al fine di apprezzarne la

perdita in acqua o impiegando lisimetri.

Evapotraspirazione

E + Tr = Er

• Er potenziale: quantità di acqua che potrebbe essere eliminata dal suolo ammettendo che

esso disponga di tutta l'acqua che può assorbire e che serve alla sua vegetazione;

• Er reale: quantità d'acqua realmente persa

• Se le piogge forniscono acqua a sufficienza al suolo Er (potenziale) e Er (reale) coincidono;

P R

• in caso contrario Er Er

P > R

P (mm) Er Er

P = R Er P

Er R t

Misure di Er R

Ecco una lista:

• tramite lisimetri;

• calcolando le perdite che si registrano nelle acque che scorrono in superficie;

• misurando le differenze di livello delle falde freatiche;

• impiegando formule che utilizzino temperatura e precipitazioni:

:

Er = Risulta valida per tutti i climi

Turc

R ?

>

;#,<=( )

?

@

Er = annua in mm

R

P = precipitazioni annue in mm 9 A

L = costante = 300 + 25 T + 0,05

T = temperatura media annuale dell'aria

La costante L tiene conto dell'umidità dell'aria e la temperatura T inclusa si esprime come:

∑: C

T = ovvero la temperatura corretta in funzione della precipitazione

:

Ti = temperature medie mensili

Pi = precipitazioni medie mensili

Misure di Er P 10 9

( )

Er = K (1,6 ) Utile per suoli saturi

Thornthwarte

F

Pi G

Er = media mensile (cm)i

Pi

9 = temperatura media dell'aria riferita al mese i-esimo A

10 F 10 F 10 F

H H! H<

a = costante dai tabulati = 0,49239 + ( 1792 * ) - ( 771 * ) + ( 675 * )

I I I

∑

F F F

= indice annuo di calore pari alla sommatoria degli indici mensili ovvero: =

I I

K = coefficiente di correzione di latitudine riferito al mese pari al rapporto tra le

i-esimo,

ore diurne e la metà delle ore giornaliere

C

( ) , J

= indice termico mensile =

i

Per le valutazioni di Er si usa il normogramma solo se la temperatura dell'aria è minore di 26,5 °C.

Pi

F

Ti I Er Pi

INFILTRAZIONE

L'acqua che si infiltra in parte evapora, in parte è utilizzata dalle piante e un'altra quota alimenta le

falde (infiltrazione efficace).

Fattori che regolano l'infiltrazione

• Permeabilità e porosità del suolo (direttamente proporzionale);

• Umidità iniziale del suolo (inversamente proporzionale): Molto importante nei primi venti

minuti di pioggia;

• Durata e intensità delle piogge (inversamente proporzionale): se l'intensità delle piogge è

minore o uguale alla capacità di infiltrazione del suolo, l'infiltrazione aumenta;

• Vegetazione (direttamente proporzionale);

• Morfologia del suolo: l'infiltrazione viene favorita da suoli pianeggianti, conchiformi o

lievemente inclinati;

• Capacità di infiltrazione: l'acqua che un suolo può assorbire nell'unità di tempo (mm/ora).

E' direttamente proporzionale alla temperatura ed è di seguito formulata:

( )

K + K − K M HN >

f = # Hortan

K = valore massimo iniziale

#

K = valore costante finale (saturazione)

k = costante dipendente dalle caratteristiche del suolo

= durata della pioggia

:

Valori di infiltrazione

• suoli privi di vegetazione: 13÷25 mm/ora (sabbiosi-limosi)

minori di 25 mm/ora (argillosi)

• suoli con vegetazione: fattore moltiplicativo: 1÷7,5 → 0,25÷190 mm/ora

Valori dell'infiltrazione e metodi di misura

• studio della portata delle sorgenti;

• lisimetri;

• infiltrometri;

Gli ultimi due valutano l'infiltrazione su modeste superfici di suolo. SI fa insistere sulla medesima

considerata una colonna di acqua. L'infiltrazione corrisponde all'abbassamento della colonna che

si produce mano a mano che l'acqua viene assorbita.

Di seguito riportiamo lo schema del tipo a doppio anello;

vista dall'alto sezione di profilo

• Permeametro: infiltrometro + tensiometro. Segue l'avanzamento del fronte umido nel

terreno. Utile nella realizzazione delle discariche per impedire la contaminazione del

percolato.

Ip Ip = intensità di pioggia

pioggia k = conducibilità idraulica del terreno

R

I R = ruscellamento

k pioggia

piezometrica R

percepita

crescita del livello

piezometrico erosione

z 1 → Iq < k2 2 → Iq = k2

k1 3 → Iq > k2 k2 < k1

Iq = portata specifica dell'infiltrazione

k2 k = conducibilità idraulica a

piogge saturazione

2 3

1

Coefficienti di infiltrazione

P

O =

- 100 percentuale di acqua che si infiltra rispetto alle piogge

:

Coefficiente di infiltrazione potenziale

P P

CIP = 100 = 100 Dg = deflusso globale

:∗R T

S

varia da 5-25 (depositi argillosi-marmoso-are