Misurazione e calcolo del carico idraulico e della portata in un acquifero - Prof. Antonel, Appunti di Idrologia

Scarica Misurazione e calcolo del carico idraulico e della portata in un acquifero - Prof. Antonel e più Appunti in PDF di Idrologia solo su Docsity! IL CICLO IDROLOGICO L’energia termica solare e l’energia gravitazionale fanno funzionare il ciclo idrogeologico. Abbiamo tre serbatoi: oceano, atmosfera e terra con un ordine di grandezza di 10 alla 15 ma tra il serbatoio oceano, terra e atmosfera c’è una grande differenza di acqua contenuta 1350 il primo, 33,6 il secondo e 0,013 il terzo. Se consideriamo i tre flussi l’ordine di grandezza è di 10 alle 12 e le grandezze tra evaporazione, precipitazione e deflusso sono quasi tutte paragonabili. Negli oceani c’è il 97% di acqua, il 3 % è in acqua dolce di cui il 2% bloccata nei ghiacciai. La NASA ha iniziato un progetto GPM global precipitation mesure, cioè misurare le precipitazioni del globo. Le sfide attuali dell’idrologia sono quelle di fornire le tecniche per misurare in maniera integrata i flussi e gli immagazzinamenti di acqua a diverse scale. Alcune tecniche in uso sono: dati da SATELLITI che analizzano le precipitazioni. Queste fino al 2000 erano misurate con i PLUVIOMETRI, in Italiano erano in uso 93 pluviometri del servizio idrologico nazionale che costituivano una grande per l’ottenimento dei dati. Da allora tutto è passato in gestione regionale e si utilizzano i RADAR da Terra che misurano le precipitazioni in un punto preciso. I satelliti come NASA EOS, GPM, TRMN, GOES, NOAA-M misurano con le microonde e l’infrarosso sia vicino che lontano per studiare diverse componenti delle precipitazioni. Le microonde ad altra frequenza sono indicate nel grafico con la sezione gialla, qui, lo avviene lo scattering della microonda e la sonda registra la sua refrazione quando questa si scontra con le microparticelle di ghiaccio. Per la componente liquida si adoperano le microonde a bassa frequenza, indicate in rosso e per i ghiacci anche l’infrarosso termico indicato in bianco. Anche il radar da terra registra tutte le componenti come indicato dalla linea verde. COME SI MISURA L’IMMAGAZZINAMETNO DI ACQUA: quando estraiamo l’acqua dal sottosuolo creiamo subsidenza, se immettiamo acqua nel suolo la topografia, quindi, si alza. In generale si hanno dei movimenti che possono essere anche millimetrici. Se svolgiamo misurazioni ad altissima precisione della topografia si può avere una misura di acqua immagazzinata nel lungo periodo. Si utilizzano dei GPS vertical position. La misura della risorsa di acqua immagazzinata si può anche misurare con il PIEZOMETRO: questo è formato da dei tubi che arrivano sotto terra, di solito cilindri in pvc; la sonda è un filo a piombo, questo nel momento in cui tocca l’acqua si chiude e accende una lampadina o fa partire un rumore; a questo punto, si misura con la cordella metrica la profondità dell’acqua. Svolgendo delle misurazioni a distanza di tempo si può fare una differenza di quota e moltiplicandola per la porosità del suolo in quel punto si ottiene la misura della riduzione o dell’aumento di acqua immagazzinata. La precedente misurazione, però, è valida solo per quel punto sulla Terra. Attualmente gli idrologi cercano dei metodi per fare una ricerca dal punto di vista globale. I satelliti GRACE misurano la variazione gravimetrica per risalire all’immagazzinamento di acqua negli acquiferi, sono due satelliti che volano in tandem ad una distanza costante ed effettuano misurazioni continue. A livello globale le precipitazioni sono di circa 872mm all’anno, l’evaporazione è di 499mm all’anno, quindi l’equivalente colonna di acqua su un metro cubo che evapora ogni anno. Il deficit di 375mm all’anno si perde per ruscellamento e l’acqua che resta intrappolata nel suolo è espressa dal delta perché può essere + o -, quindi in un anno in base alle condizioni climatiche possiamo avere + o – 33 mm di neve. L’immagazzinamento nel suolo può variare e coincide con una variazione della falda freatica anche di mezzo metro. EVAPORAZIONE facciamo partire il ciclo idrologico dal momento in cui l’acqua evapora dal mare, o dalle terre emerse, fino all’atmosfera. Facendolo passare dallo stato liquido a quello di vapore. Se parliamo di acqua che evapora da un bacino superficiale i parametri importanti sono vento, temperatura e umidità relativa. L’umidità relativa deve essere più bassa di quella a saturazione per permettere l’evaporazione, la pressione di vapore a saturazione quando la temperatura alta è alta, quindi più l’aria è calda più può contenere acqua in vapore. Più la temperatura è elevata più le molecole si muovono e passano allo stato gassoso e il vento che permette di abbassare l’umidità relativa e quindi permette ad altre molecole di entrare in atmosfera. Per misurazione fisica diretta si utilizzano le Evaporation pan (bacinelle di evaporazione), quelle standard americane hanno profondità di acqua di 25 cm, un bordo di 120,7 cm e sono sollevata da terra di 15cm. La bacinella è protetta da una rete, per evitare che gli animali vadano a bere. Ogni giorno si riempie a livello la bacinella e il girono dopo si misura la discesa di acqua e in base a questa si misura l’evaporazione in mm. Oppure altre hanno una valvola, appena il livello scende si riequilibra mettendo acqua autonomamente, quindi si può calcolare l’evaporazione in ora per ora. Le vasche evaporimetriche sono abbastanza precise con una misura presa di più di ogni 10 giorni, sono strumenti che danno dati puntuali nel posto, e la precisione di misurazione dipende da diversi fattori: - colori diversi da quello standard possono incrementare la evaporazione del 10%. - le reticelle che evitano l’abbeverata degli animali causano un errore del 10%. - vegetazione alta nelle vicinanze causa un errore del 5-30%. - la caduta troppo in basso del livello dell’acqua nella vasca causa un incremento del 15% di evaporazione Il calcolo dell’evaporazione è basato su un bilancio di calore, si assume che tutta l’energia proveniente dal sole, che dipende dalla latitudine e longitudine, sia usata per l’evaporazione. EP= evaporazione da superficie di acqua libera= fattore F1 x energia solare + f2; Calcoliamo Ep evaporazione da superficie di acqua libera Ep= F1 x energia solare + F2 ● In montagna Snotel station per le deposizioni solide, comprendono misuratore di profondità: cuscino che pesa la colonna di neve depositata sopra e l’altezza attraverso sensore ad infrarosso. In pianura si trasforma la colonna di neve in ppt liquida che corrisponde a circa il 10% della colonna di neve. In genere si formano delle stazioni meteorologiche: 🡪 misurazione per il sole, per il vento, per la T, umidità, colonna di neve se c’è (cuscino – snow pillow e sistema ad infrarossi) ● Radar meteorologico: più importante oggi per misurare ppt. Usato prevalentemente da protezione civile (italia), anche per studi idrologici. (Copertura poco diffusa nelle zone meridionali, mentre molto diffusi al settentrione ed in sardegna). Molto efficaci anche per predire fenomeni intensi e veloci. Possono essere: - normali, misurano intensità delle onde radio ricevute per diffrazione e riflessione - doppler, misurano la distribuzione di v delle particelle disperse in atm, in considerazione del fatto che la particella si sposti verso lo strumento o via dallo strumento (effetto doppler). Il radar produce delle mappe radar: il radar emette un segnale elettromagnetico tarato sulle gocce d’acqua, la microonda colpisce la gocciolina e viene riflessa e rifratta per ritornare al radar (che resta in ascolto per circa 50sec per ovviare il fenomeno di dispersione del segnale); L’onda è riflessa in funzione della quantità di goccioline presenti: il segnale è debole se sono poche al contrario è forte in caso di forti ppt. Lo strumento emette numerosi segnali, aumentando di volta in volta l’altezza angolare (SWIPE) da 1 fino a circa 35 gradi, in maniera da campionare tutta l’atmosfera circostante. Se non ci sono forti ppt, il radar impiega molto tempo per campionare l’atmosfera e creare la mappa (20 minuti). Si ottengono diverse immagini: ● Riflettività base: solo da uno swipe, ad una precisa angolazione ● Riflettività Composita: somma delle immagini dalle diverse angolazioni. Permette di valutare l’evoluzione di un fenomeno temporalesco. ● ppt oraria ● Tot ppt per evento La riflettività è cmq espressa in decibel, che vengono correlati ad una intensità di ppt: colonna d’acqua per unità di tempo. Purtroppo la calibrazione può dipendere da numerose condizioni. Metodo migliore sarebbe integrare dati dei pluviometri con quelli dei radar. Radar Doppler sui dispositivi portatili = NEXAR I radar emettono e ricevono onde radio, con una frequenza di circa 6 GHz e con una lunghezza d’onda di circa 5 cm; il segnale misurato in termine di decibel, funzione della quantità di goccioline. EVAPOTRASPIRAZIONE: traspirazione + evaporazione La traspirazione delle piante: processo fisiologico per cui le piante prendono l’acqua dal suolo e la evaporano dalle foglie, per gli idrologi è molto difficile da quantificare, anche in considerazione della capacità delle piante di modulare il fenomeno della traspirazione attraverso gli stomi. La traspirazione delle piante avviene fino a che la pressione osmotica della radice delle piante è superiore alla pressione capillare nella zona vadosa, il punto di avvizzimento si ha quando le grandezze diventano l’opposto è quindi la pianta si appassisce. A questo processo si aggiunge il processo di evaporazione dal terreno, da laghi, fiumi da foreste ecc., altrettanto difficile da quantificare. La traspirazione dipende da molti parametri ● Temperatura ● V vento ● Umidità ● Tipo di vegetazione (cropfactor in agricoltura) ● Disponibilità acqua nel suolo che a sua volta dipende da o Ppt o T o Tipo di suolo Misurare la traspirazione è molto difficile, si può usare il flusso della linfa nella zona del cambio della pianta, attraverso inserimento di termocoppie: elettrodo di riferimento a T costante, la linfa che scorre fa diminuire T in altro elettrodo, sulla base della qt di linfa che scorre, cambia la T e si puo’ mettere in relazione alla quantità di acqua traspirata dalla pianta. (strumenti molto costosi) Studi svolti sulle pinete di Ravenna (piantate per difendere coltivazioni interne da spray marino, contenente sale, dannoso alle stesse coltivazioni (riduzione anche del 60%)): il pino usa molte acqua importante in queste zone dove si forma la bolla di ac dolce che impedisce intrusione ac marina. 667 L/die per albero il pino è in grado anche di sopportare ac salata ma per ovviare al problema delle intrusioni in falda, tendono a sviluppare le radici orizzontalmente per captare acqua dolce: questo rende le piante più deboli, non avendo radici particolarmente profonde, in caso di tempeste che arrivano dal mare. Nella gestione ambientale sono tante le cose da considerare. Ci sono 2 tipi di evapotraspirazione: 1. Potenziale: che si avrebbe se le piante avessero a disposizione tutta l’ac necessaria al loro ciclo fisiologico. 2. Reale: le piante si possono autoregolare con gli stomi, quindi si può calcolare ET reale. Molto difficile da calcolare, proprio perché è difficile determinare l’autoregolazione delle diverse piante. ET dipende da T, ma anche e soprattutto dall’effetto delle piante che possono aumentare notevolmente i valori. Ci sono mappe che permettono di vedere andamento annuale dell’EP Misurazione ET reale 1. Eddy Covariance (EC): metodo statistico che mette in relazione la variazione di velocità del vento, in umidità dell’aria e in T di un flusso d’aria turbolento con l’ET. Nelle zone boschive attraverso torri di osservazione. Sopra le chiome degli alberi si forma turbolenza nell’atm (Eddies)dovuta a vapore che sale e componente orizzontale del vento Si misura qta di acqua che sale e scende nei vortici, dal differenziale attraverso la covarianza si calcola la traspirazione. Sono impianti estremamente costosi (oltre 100.000 €, in Italia forse solo 2) 2 Lisimetro: misura l’evapotraspirazione reale e l’infiltrazione; è un apparato che misura il cambiamento in peso di una colonna di suolo che è stata rimossa ma è il più indisturbata possibile. Le misure si fanno ogni mezzora. Si misura ETR totale = ETR piante + suolo. Se il suolo è coperto (telone plastica) si ottiene la sola traspirazione, ma I lisimetri si usano anche per misurare l’infiltrazione, cioè quella parte delle precipitazioni che, infiltrandosi nel terreno, raggiungono le acque sotterranee. Molto usato anche per gli studi del suolo perché misura q.tà di acqua e infiltrazioni profonde. In pratica è un cassone di cemento poggiato su una bilancia, all’interno del suolo. ESERCIZIO: Evapotraspirazione potenziale si calcola con il metodo di Thornwaithe, è una legge empirica, basata su dati raccolti e messi in equazione tramite un’equazione lineare. Cioè i valori di misurazione sono scorretti fisicamente. Sono collegati a pluviometri per calcolare ppt o acq di irrigazione. Si calcola anche il contributo del suolo, ma se si pone al di sopra un telone, si può ottenere il solo contributo delle piante. Registrazione esercitazione pratica 2. Suolo Nella zona Satura la pressione invece aumenta. La p all’interno dei pori è uguale a quella atmosferica al termine della zona capillare, che rappresenta il limite della tavola d’acqua a seconda del suo livello, determiniamo l’I sotterraneo. L’acqua viene attirata dalla zona satura verso quella insatura, attraverso la zona capillare, che puó essere più o meno ampia, grandissima per esempio nelle argille (fino a 250m) per le dimensioni piccolissime dei loro pori, sottile per esempio nelle sabbie. Nella zona capillare siamo quasi a saturazione, ma la p non è ancora inferiore a quella atmosferica. L’I. nella zona satura, può essere calcolata attraverso un piezometro, diventa più complesso nella zona vadosa, dove bisogna considerare anche il contributo della frangia capillare Possiamo calcolare l’I considerando i termini che rappresentano entrate e uscite di acqua nel suolo. 3. in Acquifero La prima porzione del suolo è la zona vadosa la cui porosità è caratterizzata da 2 fasi, aria e acqua. Questo porta alla formazione di una tensione per pressioni capillari dovute alla tensione superficiale fra : acqua - solido aria – solido aria-acqua i n questa zona insatura la p è inferiore a quella atm. Le goccioline d’acqua delle ppt sono quasi risucchiate dalla zona vadosa p<0 p=0 p>0 L’acqua resta in un acquifero per centinaia o anche migliaia di anni. La scala temporale è molto lunga e non c’è grande rinnovamento, anzi il rinnovamento è davvero molto lento Per determinare la quantità di Acqua negli acquiferi oggi, a scala globale, sfruttiamo i satelliti, in termini di q.tà e qualità degli acquiferi. Ad esempio GRACE MISSIONS: Gravity Recovery And Climate Experiment: fornisce dati gravimetrici importantissimi anche per l’idrologia e con grandi ricadute in campo climatico. Grace consiste di 2 satelliti identici che volano a circa 220 km l’uno dall’altro e mappano con grande accuratezza, le variazioni del campo gravitazionale terrestre che sappiamo non essere omogeneo, ma dipende dalla distribuzione delle masse terrestri e acquose. Un sistema a micronde controlla costantemente la distanza tra i due satelliti (verificata da sistema GPS), misurando appunto le variazioni, dovuta a - Cambiamenti nella superficie e in profondità - variazione delle T delle correnti marine - quantità di acqua nelle sone insature - cambiamenti nelle calotte polari . . . Quando il primo satellite riscontra una massa rocciosa ad esempio, accelera, causando rallentamento di quello che lo segue. Al contrario quando la supera. Questi cambiamenti di distanza dei satelliti lungo la loro orbita, permettono di calcolare la variazione del campo gravitazionale, nell’ordine dei micron (variazioni minime). Questa rilevazione (per anni) permette di creare delle vere e proprie mappe INFILTRAZIONE Quando i corsi di acqua superficiali si muovono su rocce carsiche, ad esempio, si infiltrano spesso. L’acqua delle precipitazioni percola con da Deep Percolation e cade in profondità MAR: manage acquifer richarge: Ricarica artificiale degli acquiferi diventata fondamentale da quando i suoli impermeabili delle città hanno reso insufficiente la ricarica naturale, gli standard di ricarica erano molto elevati fino a qualche anno fa quindi avevano costi estremamente elevati, ma si possono usare anche tecniche più semplici come utilizzare l’acqua di piena per caricare l’acquifero. In alcune zone sotto il livello del suolo sono posti delle casse di raccoglimento delle acque e da qui è fatta infiltrare e così ricostituisce l’acquifero, è una tecnica ancora abbastanza costosa. • Tasso di infiltrazione è la quantità d’acqua che può entrare nel suolo in un dato periodo di tempo. Si esprime come una equivalente colonna d’acqua per unità di tempo; per esempio, 10 millimetri all’ora. Le mappe hanno dimostrato una grande riduzione dell’immagazzinamento di acqua. Questo sistema potrebbe essere applicata a grandi aree come per esempio le regioni. Grace ora sta raccogliendo nuovi dati Ci sono due tipi di ruscellamento superficiale a seconda del processo che lo genera: pioggia o scioglimento delle nevi. Si satura solo la parte superficiale e l’acqua si muove in superficie come se la superficie fosse impermeabile. • Ruscellamento per eccesso di saturazione – (Saturation excess overland flow) avviene quando il suolo si satura d’acqua e non vi è più spazio per l’infiltrazione. Questo può avvenire anche con suoli che tipicamente permetterebbero una grande quantità d’infiltrazione in condizioni non sature. Il ruscellamento per saturazione può avvenire ovunque il suolo sia bagnato. E’ più comune in climi umidi con pendii dolci o assenti e bacini chiusi. Qui si vede un terreno agricolo dove il suolo può generalmente assorbire una grande quantità d’acqua. Il ristagno d’acqua superficiale in condizioni di piogge leggere suggerisce che la saturazione del suolo impedisce un'ulteriore infiltrazione dell’acqua piovana. Il risultato è ruscellamento per eccesso di saturazione . DEFLUSSO IPODERMICO(INTERFLOW) Il deflusso ipodermico, anche conosciuto come ruscellamento sotterraneo, è un flusso relativamente rapido verso l’asta fluviale che avviene sotto la superficie del suolo. E’ più veloce del deflusso sotterraneo ma più lento del ruscellamento superficiale. In molti casi il deflusso ipodermico può essere tanto importante quanto il ruscellamento superficiale per prevedere un rapido innalzamento del livello dell’acqua in un canale fluviale. È importante soprattutto nelle zone montuose, su pendii ripidi, infatti, in regioni con pendii ripidi e alti tassi di infiltrazione, il deflusso ipodermico può essere il processo dominante mediante il quale I corsi d’acqua reagiscono rapidamente alle precipitazioni o allo scioglimento della neve. Avviene sopra la zona di frangia capillare e nelle zone con forte pendio dove la gravità favorisce il movimento sopra la tavola d’acqua e il pendio genera una spinta che crea un flusso molto veloce, anche se più lento del ruscellamento superficiale. • Ruscellamento per eccesso di infiltrazione - Infiltration excess overland flow avviene in condizioni di suolo non saturo. Infatti, il suolo può essere molto secco (zone aride) ma le proprietà del suolo o la sua copertura non permettono all’infiltrazione di tenere il passo con elevati tassi di precipitazione o di scioglimento della neve. Si forma una Rete di macropori (transmissivity feedback) a causa dell’attività di animali, della degradazione delle radici delle piante o altri organismi, che generano tutta una serie di pori che facilitano il deflusso dell’acqua che si incanala in essi. Questo processo è tipico di zone umide con suoli profondi. Comunque, un deflusso ipodermico considerevole può anche avvenire in regioni con un sottile strato di suolo permeabile sopra un basamento impermeabile. • I macropori sono molto importanti per il deflusso ipodermico. Quest’ultimo avviene quando una rete di macropori si attiva a seguito di una infiltrazione rapida. • I macropori e i tunnel naturali del suolo sono spazi vuoti che permettono un flusso preferenziale per l’acqua che si muove lungo pendio. Radici di piante decomposte, tane di insetti e piccolo mammiferi e reazioni chimiche tra l’acqua e I minerali nel suolo sono alcune delle maniere in cui I macropori si possono formare. • Reti di macropori sono più probabili in aree con suoli profondi e ricchi in material organico. Quindi, I climi umidi sono quelli ad avere una notevole quantità di deflusso ipodermico tramite reti di macropori. • La presenza di un’interfaccia fra suolo e basamento (Soil-Bedrock Interface ) promuove il deflusso sotterraneo, rendendo piú veloce il flusso dell’acqua. Questa interfaccia generalmente si trova in pendii ripidi dove lo strato di suolo è molto più permeabile del basamento sottostante. • L’acqua piovana si infiltra e raggiunge rapidamente l’interfaccia con il basamento e poi si muove rapidamente lungo pendio sempre lungo l’interfaccia Talvolta una struttura chiamata fragipan può essere presente, formata da blocchi di matrice organica compattata in grado di deviare il deflusso ipodermico. Il fragipan è uno strato a bassa permeabilità (roccia o argilla) e può focalizzare lateralmente il deflusso ipodermico. I fragipan si possono trovare a profondità relativamente basse ed hanno un ruolo nell’aumentare sia il deflusso ipodermico che quello superficiale dopo che lo strato di suolo sopra il fragipan si è saturato. In generale le zone che hanno uno spessore di suolo superiore avranno anche una maggior capacità di assorbire e immagazzinare l’acqua. Queste zone sono ideali per il deflusso ipodermico. Al contrario, aree con scarsi spessori di suolo si saturano rapidamente e producono più ruscellamento superficiale se le condizioni del suolo (tipo e pendenza) e dell’intensità di precipitazione sono simili. Importanti possono essere anche i Caliche, strati di CaCO3 inseriti nella zona vadosa; causano saturazione immediata del terreno in caso di precipitazioni. Condizioni di saturazione del suolo Una parte del deflusso ipodermico che raggiunge rapidamente il fiume non necessariamente proviene dall’evento corrente di precipitazione. In questi casi c’è una quantità d’acqua già negli strati di suolo Pre- Event Water, che viene spiazzata dalla nuova acqua d’infiltrazione. L’acqua che arriva al corso d’acqua In un fiume dalla sezione grande vengono posti degli idrometri per determinare il livello dell’acqua e la sua v, in quella determinata sezione del fiume: ▪ Dividiamo la lunghezza del ponte, corrispondente alla lunghezza della nostra sezione fluviale, in tanti segmenti tutti uguali; ▪ misuro la profondità al centro di ciascun segmento, calcolo quindi l’area di ciascuna. ▪ misuro, quindi la velocità dell’acqua che passa in ogni segmento, ad una profondità corrispondente al 60% della profondità totale calcolata manualmente sulla sezione (ricorda velocità media). Quindi la velocità tot è la sommatoria di tutte le velocità da 1 a n per l’area di ciascun punto. per le misurazioni occorre stare lontano da qualsiasi oggetto che crei turbolenza. Operativamente è molto complicato operare sulle singole sezioni, quindi si procede con la calibrazione e si utilizzano particolari strumenti che ci danno dati continuativi sul livello idrometrico (IDROMETRI A GALLEGGIANTE); I sistemi più moderni (lampioni) utilizzano un sistema ad infrarossi: misurando la velocità di ritorno dell’infrarosso calcolano il livello dell’acqua, ma non la portata . idrometri a galleggiante idrometri a infrarosso Con i dati ottenuti, si costruisce una curva di calibrazione, che poi si utilizzerà calcolare le portate relative: svolgiamo le misure di portata e livello idrometrico con il mulinello in condizioni diverse di livelli dell’acqua e costruiamo una curva sull’asse x la portata (discharge) e sull’asse y il livello idrometrico (stage) queste curve sono fondamentali anche per il rischio idraulico perché permettono di passare in maniera rapida dal livello idrometrico alla portata. Ogni curva di calibrazione è relativa ad una determinata sezione fluviale. È importante conoscere la portata perché l’ampiezza del fiume può variare nel suo percorso: se, ad esempio diminuisce la sezione e la portata resta costante🡪 avremo un aumento di livello idrometrico. Con anticipo possiamo capire se la quantità di acqua è tale da causare esondazione nelle varie sezioni dei fiumi (preallarmi 🡪 evaquazione) Generalmente le sezioni aumentano muovendosi verso valle, ma possono esserci restrizioni per insediamenti antropici per esempio 🡪 sezioni urbane. (Es. Sito ARPA 🡪 livelli idrometrici Po e principali fiumi con dati relativi alle singole sezioni fluviali, anche in termini di ppt. Attraverso le curve di calibrazione specifiche si risale alla portata ci sono anche valori di livello idrometrici negativi, se il livello locale è più alto di quello dell’acqua, ad esempio quando ci sono piloni fuori dall’acqua e viene usato quello come riferimento, per le varie sezioni nella scheda dedicata, si vede la planimetria di sezione) Nelle situazioni in cui il flusso è molto piccolo si adoperano degli sfioratori: possono avere diversa forma, per calcola la portata su questi si adoperano delle forme empiriche che utilizzano la profondità, prima dello sfioratore; attraverso il coefficiente n che indica il numero di lati e l’ampiezza dello sfioratore. Dimensione non corretta ma empiricamente riportata ai m3/sec Altro metodo per portate molto piccole è quello del tracciante: è un contenitore pieno di acqua, con una data salinità nota (c) oppure si usa un tracciante colorato (fluorescina), si ha un rubinetto regolabile che lascia entrare una precisa quantità (q) di soluzione es. 100 cc al secondo. Quindi in una altra sezione a valle, si misura la concentrazione di salinità (C) o il TDS basandoci sull’EC. Quindi: Q = cq/C Dove c= concentrazione sol salina q = flusso del liquido tracciante in uscita C = concentrazione del campione Il metodo del tracciamento è usato per portate molto basse, in casi limite esistono idrometri doppler poco usati perché troppo costosi, utili per velocità dell’acqua e portate molto basse (zone umide). Emettono raggi luminosi rifratti dalle particelle disperse in acqua; si misura il segnale di ritorno e la sua frequenza secondo l’effetto doppler, a seconda che si avvicinino o allontanino dalla sorgente. Sistemi molto delicati e sofisticati. Misuratore del deflusso subacqueo in acqua di mare; si raccoglie la quantità di acqua dolce che si infiltra sotto forma di correnti sottomarine, in queste anomalie la T tende a scendere, quindi si individuano facilmente (es Conero_) Caratterizzare le correnti dolci in mare può essere utile (è componente del bilancio idrologico), se ne misura il flusso attraverso questi misuratori, per flussi da 1mm a 5m al giorno. Si sistemano al di sotto del livello dell’acqua, in modo che possano intercettare le correnti sottomarine. È importante misurare anche il livello della tavola d’acqua, che separa la zona satura da quella insatura nel sottosuolo. Per conoscere la profondità della tavola d’acqua, usiamo una cordella metrica in un pozzo, con appeso un segnalatore per l’acqua che emette un suono o accende una luce, nel momento in cui arriva a toccare la sup dell’acqua: FREATIMETRO. Questo permette di creare linee isofreatiche che ricostruisce l’andamento della tavola d’acqua. 23/11/2021 Oggi ci sono tutta una serie di rete di monitoraggio: In tempo reale o con registrazioni da recuperare ad intervalli prestabiliti, usate per la protezione civile e per il controllo della qualità e quantità delle risorse d’acqua dolce. Alcuni esempi dall’Emilia Romagna, il Piemonte e gli USA . Si utilizzano palloni barometrici, lanciati (in EMR) tutti i giorni, per monitorare costantemente i dati, raccolti in tempo reale per renderli disponibili a tutti. Potremmo fare un BI dal punto di vista del bacino idrografico Concettualmente bisogna considerare tutta l’acqua che entra e esce dal sistema, con una discretizzazione considerando blocchi del territorio dell’ordine della decina di Km. Ma se consideriamo un solo acquifero l’equazione del bilancio idrografico è divisa in due termini Entrata Uscita Ri + Rc +Rr + Rt + Si + Ig = Et +Tp + Se +Og + Δ W ENTRATA Ri = ricarica da acquifero Rc = ricarica da un fiume in condizioni di piena Rr = ricarica da irrigazione agricola se eccessiva finisce in falda, assolutamente da evitare perché dilava nitrati, fosfati ed eventuali pesticidi, che giungono in falda, eliminando l’opera naturale della zona vadosa che interviene come filtrante nel caso di irrigazione terrestre (naturale) Rt = Ricarica dai tank = serbatoi artificiali Si = ricarica da fiumi influenti Ig = ricarica da altri bacini USCITA Et = evapotraspirazione Tp = emungimento sotterraneo per estrazioni dai pozzi Se= ricarica dei fiumi (effluenti) Og = uscita verso altri bacini Δ W = cambiamenti nei bacini sotterranei Oppure possiamo calcolare il bilancio nel suolo (vedi diapo precedenti) S= I + P + C – ET – DP – R Per una zona umida, molto complessi, possono variare in termini stagionali. Bilancio idroclimatico = P – ETp ET Usiamo la ETpotenziale perché è difficile calcolare quella reale in considerazione del controllo degli stomi. La calcoliamo con i modelli come quello di Thornwaithe (vedi appunti) Indice di aridità = P/ETp CASO STUDIO: MONO LAKE (esponenziale inverso) Dipende dal tipo di reticolo e di bacino. All’equilibrio trasporto e deposizione si equivalgono C coefficiente che rappresenta la pendenza e dipende dal bacino H quota del profilo Hw quota dello spartiacque più alto Il profilo longitudinale di un corso d’acqua, solitamente tende ad assumere una configurazione concava verso l’alto, profilo di equilibrio: in tutti i punti del fiume il materiale viene eroso viene compensato da uno di uguale quantitativo di materiale che si deposita. Il profilo dipende dalle litologie attraversate dal corso d’acqua e dal Livello di base locale, che controlla il profilo di equilibrio e la movimentazione del sedimento. Se si costruisce una diga o una briglia per ridurre la velocità, creiamo un nuovo livello di base locale: sedimentazione molto + efficace a monte del bacino (si interviene con draghe) e erosione molto > a valle. Si cambia la dinamica di movimentazione del sedimento lungo il profilo del fiume e cambia il profilo di equilibrio: in tutti i punti del fiume il materiale viene eroso viene compensato da uno di uguale quantitativo di materiale che si deposita. A volte si cerca di dare alle briglie un profilo aerodinamico per ridurre erosione. 30/11/2021 uqindi nel fiume distinguiamo 3 zone: • di erosione: nella zona montana del corso d’acqua • di trasporto: determinato dall’energia del fiume e dalla forza di trasportare ciotoli e detriti via via sempre più fini mano a mano che si avanza lungo il corso Grazie al gradiente topografico, si generano canali intrecciati e barre fluviali fortemente influenzati dalle piene. • di deposizione: nella sezione valliva Si formano CONOIDI ALLUVIONALI, punti molto critici essendo i punti di ricarica dei corsi d’acqua. uscendo dal conoide si genera un sistema di canali distributori a livello della C. Distale, perché nel canale principale durante la piena arriva molto sedimento, ma quando si deposita al calare della piena, si deposita formando una sorta di diga. All’arrivo della piena successiva il flusso deve trovare un altro corso, formando quindi nuovi canali di distribuzione. Il materiale all’interno della conoide è piuttosto grossolano, conglomerati e sabbia. In EMR i conoidi formano gli acquiferi più importanti. Le conoidi a seconda delle oscillazioni del livello del mare, nel tempo si sono succedute le une sull’altra, con il deposito di sabbia (giallo) e argilla (blu) la zona sabbiosa rappresenta il bacino con la zona di ricarica posta al livello superiore della conoide Gli acquiferi possono essere • NON CONFINATI (Freatici) dove l’acquifero è in comunicazione con l’atmosfera (sabbia) sono i più sensibili per eventuali inquinanti. Fortunatamente la zona vadosa permette la biopurificazione di eventuali liquidi inquinati. Sono ricaricati direttamente dalle ppt, ma se si alza troppo si va nelle condizioni di water locking, per le radici immerse in acqua. il livello della tavola d’acqua viene regolato attraverso canali di drenaggio. • CONFINATI (acquicludi): Confinato tra due strati che lo racchiudono. Due strati sigillanti a tetto e base (argilla) . Non c’è zona vadosa è sempre tutto saturo • SEMICONFINATI Sono quelli in cui si originano i fenomeni di subsidenza (zone di pozzi) PROPRIETÀ DEI BACINI IDROGRAFICI Le proprietà̀ fisiche di un bacino idrografico e dei suoi corsi d’acqua influenzano la quantità̀ e il tempo d’arrivo delle acque di ruscellamento. Più è lento, meglio è distribuito il ruscellamento con minor rischio di piena. Ovviamente le caratteristiche incidono anche sull’infiltrazione. Queste proprietà̀ sono controllate da fattori naturali e antropici. Materiale per studiare: https://www.meted.ucar.edu/hydro/basic_int/runoff/index.htm ) Area di drenaggio L’estensione dell’area del bacino idrografico che riceve le precipitazioni ha un’influenza diretta sul volume totale di delle acque di ruscellamento in uscita dal bacino stesso. Non è una sorpresa che in condizioni di precipitazioni uniformi un bacino più grande fornisce più acque di ruscellamento rispetto ad uno più piccolo. In condizioni di precipitazioni localizzate, solo l’area interessata da queste ultime contribuisce al ruscellamento. Dimensioni del bacino Considerate due bacini di forma simile ma uno più grande dell’altro. Il ruscellamento che si muove dal punto più lontano dello spartiacque nel bacino più grande impiegherà più tempo che nel bacino più piccolo per raggiungere la sezione d’uscita. Inoltre un evento piovoso temporalesco interesserà, probabilmente, solo una porzione del bacino grande ma tutto quello piccolo. Forma del bacino La forma del bacino influenza la grandezza e il tempo di arrivo di un picco di piena all’uscita del bacino stesso. Consideriamo due bacini di area uguale dove uno è lungo e stretto e l’altro è più tondeggiante. Consideriamo anche il ruscellamento che arriva alla sezione d’uscita dal punto più lontano di ogni bacino. Il ruscellamento dal bacino più tondeggiante arriverà molto più rapidamente alla sezione d’uscita. Inoltre, il ruscellamento da diverse località del bacino tondeggiante arriverà all’uscita quasi contemporaneamente producendo un picco di piena più grande. Al contrario, nel bacino allungato il ruscellamento da diverse località̀ arriverà̀ in forma più̀ distribuita nel tempo. Meandri fluviali I meandri dei canali fluviali aumentano la distanza che deve essere percorsa dall’acqua da monte a valle e diminuiscono il gradiente che influenza la v dell’acqua che si muove più lentamente. L’alveo è più a contatto con l’acquifero sottostante e c’è più tempo per la sua ricarica. I meandri, aumentano il tempo di transito delle acque di ruscellamento lungo il bacino e possono anche diminuire il volume totale delle stesse. Se tutti i meandri fossero rettificati, allora la distanza percorsa dall’acqua da monte a valle diminuirebbe. Questo riduce il tempo che l’acqua impiega per arrivare alla sezione d’uscita del bacino, ma diminuisce anche il tempo disponibile per l’infiltrazione dell’acqua dall’alveo fluviale. Oggi in certi luoghi si cerca di ridare spazio ai fiumi e rispristinare i meandri precedentemente rettificati. Pendenza del bacino La pendenza di un bacino influenza la quantità e il tempo di arrivo delle acque di ruscellamento. All’aumentare della pendenza, molti fattori entrano in gioco. Il primo è che il contatto dell’acqua con la superficie non è più perpendicolare. In un pendio, la gravità non spinge l’acqua direttamente nel terreno, quindi più acqua di precipitazione può contribuire al ruscellamento. Un altro fattore è il movimento dell’acqua attraverso la superficie del suolo. All’aumentare della pendenza, l’acqua si muoverà più velocemente e sarà per meno tempo in contatto con la superficie topografica, riducendo il tempo disponibile per l’infiltrazione. Rugosità Dalla rugosità dipende il flusso del fiume laminare (R<2000) o turbolento(R>2000) descritto dal numero di Reinolds. Maggiore è la rugosità, maggiore è il numero di Reinolds. Ma un flusso laminare in realtà ha una velocità maggiore perché salti e ostacoli causano la dispersione di molta energia e quindi diminuisce l’en cinetica del fiume stesso. La rugosità di un canale fluviale aumenta con la presenza di rocce, vegetazione e detriti. Canalizzare un costo d’acqua rimuovendo la vegetazione e rivestendolo con cemento riduce la rugosità dell’alveo, ma la velocità del flusso è maggiore e costante e questo permette il corretto deflusso. Il fattore di rugosità ha un impatto diretto su quanto rapidamente l’acqua si muove nel canale e sull’altezza idrometrica massima durante una piena. L’equazione di Manning viene spesso usata in idrologia per tenere in considerazione il fattore di rugosità; è un’equazione empirica  S = pendenza Minore è la rugosità (proporzionale a n=coeff. Di Manning), più aumenta la v, che otteniamo dall’eq in m/s. Se abbiamo una sezione fluviale perfettamente rettangolare, il raggio idraulico: R = A sez flusso/ perimetro bagnato Con A = a x b p= 2A+B A parità di portata Q = vA = K → La v aumenta se diminuiamo la rugosità (diminuisce area), cioè se abbassiamo il coeff di Manning. Questo principio in città viene applicato cementando i canali, si diminuisce la rugosità del canale, aumenta la v e il flusso scorre regolare → diminuisce il pericolo di piena. (A valle aumenta il problema perché si aumenta la velocità dell’acqua, si risolvono problemi puntuali, senza ragionare a livello di bacino, occorrerebbe equilibrio su tutto il bacino). Anche rettificando causiamo una diminuzione di n. Un bacino rettificato o cementificato, ridurre la rugosità del canale causa un flusso fluviale più veloce e portate a picchi di piena più grandi, che arrivano anche prima. Al contrario in un canale con maggior rugosità, il flusso turbolento tende ad essere meno veloce e questo rende disponibile più tempo per l’infiltrazione si produce un’onda di piena più ampia, con un picco inferiore di portata che arriva più tardi. a b a Assi x= tempo y = portata nella prima parte del grafico portata molto bassa, la tavola d’acqua dell’acquifero è superiore alla portata del fiume → fiume drena acqua dall’acquifero e la curva quasi scende (recessione del deflusso sotterraneo) Nell’istogramma ribaltato sono indicate le ppt. → Quando iniziano, le ppt dirette nell’alveo del fiume (poche) ma soprattutto la grande q.tà di acqua di ruscellamento, causa l’aumento della curva ramo ascendente, fino al raggiungimento del colmo (picco di piena) per poi scendere alla fine dell’evento piovoso, ramo discendente (di recessione/di esaurimento). Il picco di piena è sfasato rispetto le ppt, perché l’acqua di piena si deve muovere e raggiungere il luogo della misurazione. L’Idrogramma viene misurato su una sezione fluviale. Ci sono altri tipi di idrogrammi, legati al tempo di misurazione I picchi corrispondono alle piene. Sono utili per determinare il Vol di acqua ricaricata alle falde. Ci sono molti periodi senza ppt, in realtà corrisponde a ppt solide vista l’altitudine del particolare punto di prelievo Dal picco di piena si individua il punto medio e si calcolano i giorni trascorsi dal picco di piena N= An ( si traccia linea retta vs il basso) … CAMBIAMENTI DEL BACINO I bacini cambiano nel tempo, soprattutto per effetto antropico (dovuto all’uso del suolo) e di conseguenza cambiano anche gli idrogrammi di piena. I cambiamenti nel bacino idrografico influenzano la forma dell’idrogramma. Consideriamo, per esempio, un idrogramma di piena (idrogramma unitario in questo caso) per un bacino dove l’uso del suolo è agricolo o forestale. Ora consideriamo lo stesso bacino dopo un notevole sviluppo urbanistico dopo che l’idrogramma unitario è stato calcolato. L’urbanizzazione spesso causa un aumento del ruscellamento e della sua velocità. Perciò, il picco di piena sarà ora più grande e avverrà prima rispetto all’idrogramma originale. Altri cambiamenti nel bacino quali deforestazione, incendi e terreno congelato hanno un effetto simile. Predire le piene Il processo di predizione delle piene implica una conoscenza dei processi di ruscellamento che abbiamo introdotto precedentemente e informazioni relative ai volumi d’acqua trasportati dal corso d’acqua in modo da poter rapportare le portate con i livelli idrometrici. streamflow routing: segue e studia andamento del fiume da monte a valle dagli idrogrammi si calcola il livello idrometrico che il fiume puo’ raggiungere stage/discharge se il livello è superiore alla portata del fiume si avrà esondazione. PROPRIETÀ DEL CORSO D’ ACQUA Vari termini sono necessari per descrivere le proprietà di un canale e di un corso d’acqua. Quando si calcola la portata fluviale, alcune di queste proprietà sono necessarie per risolvere le equazioni idrologiche. Il termine canale aperto si riferisce a un canale di un corso d’acqua naturale o a un canale di drenaggio dove il flusso d’acqua è in contatto con l’atmosfera e si muove solo sotto l’azione della forza di gravità e non della pressione. L’area della sezione di flusso è l’area dove l’acqua scorre misurata da sponda a sponda. Un datum di quota è il riferimento in altezza basato sul livello medio mare. La quota permette di determinare la pendenza tra le stazioni di misura e di determinare un riferimento obbiettivo e fisso. Nota che questo riferimento può essere anche sotto l’altezza dell’alveo fluviale. Un datum idrometrico è l’altezza del livello stabilito di magra del corso d’acqua. E’ un dato unico per ogni stazione idrometrica ed è usato per calcolare il livello idrometrico. (potrebbe essere anche negativo) Vari parametri sono usati per descrivere le caratteristiche idrologiche di un corso d’acqua. • Il perimetro bagnato è la lunghezza del bordo bagnato della sezione del canale che contiene il corso d’acqua. • Il raggio idraulico è una caratteristica fisica del corso d’acqua. E’ il rapporto fra l’area della sezione di flusso e il perimetro bagnato. • Il coefficiente di rugosità è usato per descrivere la frizione del canale che rallenta il flusso d’acqua. Gli alberi e i massi hanno un più alto coefficiente di rugosità rispetto ad un rivestimento di cemento di un canale artificiale. APPLICAZIONI Usando l’equazione di Manning e l’equazione di continuità (conservazione mssa), possiamo determinare il flusso ad una determinata sezione fluviale lungo un corso d’acqua. • Per un dato livello idrometrico, determiniamo il perimetro bagnato della sezione di flusso e la sua area ad una data località. Usando questi dati, si calcola il raggio idraulico. Se la pendenza del canale e la rugosità sono conosciute, la velocità media di flusso può essere calcolata con l’equazione di Manning. Calcoliamo la portata ‘Q’ moltiplicando la velocità ‘V’ per l’area della sezione di flusso ‘A’. esempi m/2 errore nel calcolo!! Al crescere del livello idrometrico, il perimetro bagnato dell’area della sezione di flusso cambia. Col crescere degli oggetti inondati, anche il coefficiente ‘n’ o la rugosità del canale aumenteranno. Se ricalcoliamo la portata ‘Q’ moltiplicando la nuova area (più grande) della sezione di flusso per la velocità, notiamo un aumento di portata: a causa degli ostacoli Manning cresce e l’acqua rallenta. Il livello igrometrico sale. Pulire l’alveo del fiume aiuterebbe a mettere in sicurezza il fiume, oppure ridare i meandri naturali ai fiumi. Questa tavola mostra i cambiamenti misurati nell’esempio di cui sopra utilizzando l’equazione di Manning per calcolare la portata. La prima colonna è per una situazione di magra. L’area della sezione, il perimetro bagnato, il raggio idraulico e la rugosità sono anche tabulate sotto. • Al crescere del livello idrometrico, la seconda colonna mostra il cambiamento del perimetro bagnato e dell’area della sezione. Questi cambiamenti, di conseguenza, cambiano il raggio idraulico. • Notate l’aumento del fattore di rugosità. All’aumentare del livello idrometrico, le sponde del fiume con gli alberi e altri oggetti vengono inondati. • La portata è più grande per un livello idrometrico più alto anche se la velocità media dell’acqua è inferiore di quella in condizioni di magra. La portata è 4 volte più grande anche se la profondità dell’acqua è solo raddoppiata in questo esempio. • La terza colonna mostra i calcoli se il fattore di rugosità rimanesse lo stesso in condizioni di magra e di piena. Ora la portata è 7 volte quella delle condizioni di magra. • Un piccolo cambiamento nella rugosità può avere un effetto enorme sul calcolo finale della portata. A un livello base, un semplice modello di piovosità- ruscellamento può semplicemente calcolare la quantità d’acqua che si muove o è raccolta da una superficie pavimentata. Un esempio potrebbe essere quello di un parcheggio ricoperto da cemento o da asfalto. Dato che non vi è un suolo esposto, l’infiltrazione non può aver luogo. La quantità di ruscellamento dall’area di parcheggio sarebbe uguale alla quantità di precipitazioni. O, in altre parole, l’input sarebbe la precipitazione e l’output il ruscellamento. I valori sono aggiornati giorno per giorno. Uno degli obbiettivi fondamentali è quello di avere l’umidità giornaliera del terreno. E’ ideale per grandi bacini (più di 1000 kmq). E’ utile anche per stimare le riserve d’acqua dolce in un bacino Modellizzazione Semi-aggregata La modellizzazione semi- aggregata è una variazione del metodo aggregato e talora viene chiamata “pseudo- distribuita”. Usando questo metodo un bacino viene suddiviso in sottobacini. La quantità di ruscellamento da metodi quali quello dell’idrogramma unitario sono usati per stimare la portata fluviale contribuita da ognuno dei sottobacini. Questi volumi d’acqua sono poi instradati (routed) a valle dell’asta fluviale per stimare la portata fluviale alla sezione principale Modellizzazione distribuita Un vero approccio modellistico distribuito è quello che rappresenta i processi tramite elementi distinti ad alta risoluzione. Questo può essere fatto su una griglia, tramite piccoli sotto-bacini, piani di flusso, reti TIN o unità di risposta idrologica. Questo metodo permette delle previsioni dettagliate a tanti punti distribuiti su tutto il bacino. Per semplicità esamineremo il concetto di modellizzazione distribuita con il metodo della griglia. Modellizzazione distribuita Tutta la rete fluviale viene discretizzata. Ppt distribuita in maniera non uniforme nei quadratini che rappresentano le varie sezioni del bacino Un vero approccio modellistico distribuito è quello che rappresenta i processi tramite elementi distinti ad alta risoluzione. Questo può essere fatto su una griglia, tramite piccoli sotto-bacini, piani di flusso, reti TIN o unità di risposta idrologica. Questo metodo permette delle previsioni dettagliate a tanti punti distribuiti su tutto il bacino. Per semplicità esamineremo il concetto di modellizzazione distribuita con il metodo della griglia. Con questo tipo di approccio, ogni cella della griglia ha gli stessi parametri che permettono la stima locale (contribuita dalla cella) della portata fluviale. Il flusso ad ogni cella può essere calcolato matematicamente. Uno svantaggio è che bisogna avere dati in ingresso per ogni cella. Se questi dati non sono disponibili, debbono essere stimati, introducendo così altre incertezze. Comodo se si interfaccia il modello con i radar meteorologici. Puo’ anche essere calibrato se abbiamo sezioni idrografiche collegate il telerilevamento, che calcolano il livello igrometrico della sezione singola. In uscita avremo il solito modello per il picco di piena, per capire se ac rimane entro gli argini. Necessita molti dati e strumenti, programma a licenza e operatori specializzati. Nella figura accanto, le precipitazioni e il ruscellamento sono riportati su una griglia di un bacino. Poche piogge cadono nella parte alta del bacino. Non c’è risposta nel ruscellamento al punto A. Poca precipitazione è caduta nella parte centrale del bacino, quindi il ruscellamento è piccolo al punto B. Le piogge più forti si sono avute nella parte più bassa del bacino il che causa un rapido picco di piena al punto C. Un modello aggregato ci darebbe solo valori medi a livello di bacino. Questo porterebbe ad una forte sottostima del picco di piena al punto C, inoltre la piena sarebbe prevista in ritardo rispetto alla realtà. Il modello distribuito, catturando la variabilità spaziale delle precipitazioni, produce un modello di ruscellamento molto più attendibile ai punti A, B e C. Con il modello distribuito si ottiene un idrogramma che arriva prima e ha un picco più elevato questa è una rappresentazione stimata del tragitto di flusso. Vediamo che alcune parti del bacino sono lasciate fuori nella conversione a griglia. Nel contempo, altre aree, che non appartengono al bacino, sono incluse nella griglia. I modelli idrologici ditribuiti stanno diventando più popolari e spazialmente complessi grazie a tecnologie quali il radar meteorologico Doppler, il Global Positioning System (GPS), e i sistemi informative geografici (GIS). Queste ultime tecnologie sono infatti molto efficaci nella creazione di dataset georeferenziati su griglie ad alta risoluzione. se vogliamo calcolare in un certo periodo di tempo, la probabilità che si verifichi una certa piena La probabilità che una piena con un tempo di ritorno di 50 anni, torni ogni 50 anni, non è 100% !!!! : n = 50 (in 50 anni) p = 0.02 (probabilità di superamento annua, per una piena con Tr = 50 anni) 1 – (1 – 0.02)50 = 1 – 0.36  quindi 36% di possibilità che non si verifichi = 0.64  64% probabilità di occorrenza nei prox 50 anni n = 30 (in 30 anni) p = 0.01 (probabilità di superamento annua, per una piena con Tr = 100 anni) 1 – (1 – 0.01)30 = 1 – (0.99)30 = 1 – 0.74  74% probabilità di non occorrenza nei prox 30 anni = 0,26  quindi 26% di possibilità che si verifichi I dati per fare questi calcoli all’apparenza banali, devono soddisfare 2 requisiti:  indipendenza: gli eventi non sono collegati tra loro, ogni piena avviene in maniera individuale e non influenza le altre. Nel grafico in basso gli eventi non sono indipendenti, perché la prima piena influenza la seconda.  omogeneità: tutti gli eventi causati nelle medesime condizioni. Se entrano eventi straordinari non vengono contemplati Bisogna tenere in considerazione anche gli impatti antropici sui bacini, che possono ridurre drasticamente i Tr delle piene: costruzioni, diversione delle acque che possono alterare le proprietà idrologiche e il drenaggio, e possono modificare la modalità di risposta di un corso d’acqua alle tempeste. Questi interventi non rendono più omogenei i dati, perché i dati raccolti dopo l’intervento dell’uomo non possono essere paragonati con quelli antecedenti, calcolati in condizioni diverse. ANALISI DEI DATI SERIE ANNUALE DI DATI: i dati raccolti regolarmente negli anni possono aiutarci a comprendere il comportamento di un corso d’acqua e a farci un’idea dei possibili eventi di piena futuri. In genere ci si riferisce a dati annuali nei quali solitamente si considerano gli eventi di maggior intensità rappresentati dai picchi e di solito ci si riferisce al valore di piena più alto, massimo in un anno (punto A) Oppure considerando i singoli giorni, e si considerano i picchi istantanei, calcolati sulle 24 ore. Non è sempre facile avere valori completi quindi spesso si valutano i valori medi giornalieri Questi riportati in un anno, generano grafici che ci permettono di vedere il valore medio massimo giornaliero in ogni giorno dell’anno e determinare quindi il picco massimo annuale. Se abbiamo una serie di più anni di dati: 1. ORDINAMENTO DEI DATI: Si ordinano gli eventi di piena in base ai valori di piena, dalla maggiore alla minore. 2. CALCOLO DELL’EXD. PROB: si usano formule matematiche. Più usata Formula di Weibull che assume una distribuzione gaussiana degli eventi; non funziona molto bene sugli eventi catastrofici, che tendono invece a distribuzioni logaritmiche o non simmetriche e con code grasse (power-low), dove anche per basso ordine, la probabilità di accadimento rimane consistente. Probabilità di superamento annuale p = m / (n + 1) m = grado n = anno attraverso una formula inversa possiamo calcolare il Tr: Tr = 1/p  inverso di Weibull Se calcoliamo la portata media annuale nella tabella (3205), ci rendiamo conto che p non è vero il valore medio, ma è spostato, verso i primi anni della serie, proprio a causa della forma gaussiana della funzione. Queste serie temporali si rappresentano attraverso grafici X = probabilità superamento piena Y = valore piena Se entrambi gli assi hanno scala lineare (anche log), può essere difficile rappresentare le probabilità: per esempio non può esistere un evento a prob = 0, per quanto piccola, ci sarà sempre la prob che un evento possa accadere; cosí come non ci può essere una probabilità del 100%  evento certo, Quindi il grafico non è molto corretto si preferisce quindi usare grafici, dove non sono possibili probabilità 0 o 100% La maniera migliore di rappresentazione è quella in cui gli estremi non sono 0 e 100 (scala probabilistica), anche con scala logaritmica. Il problema non c’è se usiamo i valori di Tr invece delle probabilità Ci sono casi in cui si vogliono usare serie di dati parziali; soprattutto nei casi di piene molto frequenti, è possibile che si verifichino più volte in un anno, magari con valori di piena che corrispondono alle piene massime di altri anni. Allora invece di considerare solo la piena massima, nell’arco di tempo considerato, consideriamo tutte le piene che superano un determinato livello di piena, in genere il valore della più piccola fra le piene massime (CUT OFF) e non più solo valori massimi annuali. In questo modo aumentano notevolmente i dati da analizzare e siccome per ogni anno ci possono essere più valori, il numero di dati di piena non sar più corrispondente al numero di anni. Quindi non possiamo più plottare come flusso/probabilità annua di superamento  non possiamo calcolare la prob di superamento Conviene invece plottare flusso/Tr si forma un fronte di infiltrazione che si muove nel sottosuolo (il movimento dipende dal tempo e dalla natura del suolo). Nella zona vadosa la saturazione diminuisce fino ad una situazione di equilibrio in cui l’infiltrazione si unisce alle acque sotterranee. BAGNABILITÀ: angolo teta< 90* → fluido bagna mercurio (palline) angolo teta>90* → fluido non bagna consideriamo un capillare, l’acqua sale per tensione superficiale e pressione capillare e si forma un menisco di forma concava. La tensione sup dipende dalla bagnabilità del liquido e dalla superficie Tcos(teta) forza che fa salire acqua R raggio del tubo capillare Ro x g x h = pressione capillare → da cui possiamo calcolare la risalita capillare che è una grandezza lineare Le frange capillari sono tanto più grandi, tanto più r è piccolo. In un sedimento il tubo capillare corrisponde con il diametro dei pori, in correlazione con il diametro dei granuli. La pressione capillare all’interno della zona vadosa, garantisce la sua caratteristica principale p<patm le caratteristiche della zona vadosa sono importanti anche in caso di inquinamento e sversamenti. Per accedere alla tavola d’acqua si scavano pozzi La pressione dei fluidi nel sottosuolo:  La p nella zona vadosa dipende dalla saturazione in acqua: più è elevata la sat, più si avvicina allo 0 altrimenti si muove verso valori negativi di p, perché aumenta la colonna d’acqua sovrastante  il valore 0 corrisponde alla p atm La profondità della tavola d’acq è molto importante per l’ambiente perché controlla la vegetazione e la sua distribuzione. • Quando è vicina alla superficie garantisce la crescita delle piante • Dove è troppo vicino alla superficie non c’è vegetazione per l’assenza della zona vadosa • Se non c’è non crescono piante È importante anche nelle zone umide. POROSITÀ libro cap 2.5 POROSITÀ EFFICACE Porosità Primaria: si forma durante la deposizione della roccia, rappresentata dai vuoti rimasti fra i granuli al momento della formazione e determinata dalla cernita dei granuli; nei sedimenti poco cerniti la porosità è < perché i granuli piccoli si mettono fra quelli più grandi, formando un acquifero poco poroso (Il ghiaccio è il sedimento peggio cernito in assoluto) Porosità secondaria: si forma dopo che la roccia si è formata, per fratturazione, per formazione di cavità carsiche (dissoluzione chimica della roccia), cementazione… meno convenzione per indicare che il carico idraulico si muove da una zona a carico maggiore (h1) ad una a carico inferiore (h2) → è l’energia del sistema per renderla una vera e propria equazione Darcy inserisce una Costante K = CONDUTTIVITÀ IDRAULICA che indica quanto facilmente l’acqua fluisce attraverso un materiale, (unità di misura Lunghezza/Tempo), risente delle proprietà del mezzo e del fluido. [L3/T] = [L/T] [L2] questa è la legge per un flusso monodimensionale si potrebbe rappresentare anche per flusso in 3 dimensioni Possiamo trovarla in funzione del gradiente idraulico i Possiamo esprimere la Legge di Darcy in funzione della portata specifica In realtà questa definita velocità apparente, non è la velocità effettiva del flusso con cui si muove l’acqua nel cubo a destra, la zona in cui effettivamente abbiamo flusso è solo quella parte della faccia che rappresenta la porosità, quindi per ottenere la velocità lineare media nel mezzo poroso, dobbiamo dividere la portata specifica per la porosità efficace: v= q/ne questa è la velocità effettiva dell’ac e quindi delle sostanze in essa presenti, inquinanti presenti che si muovono per: • avvezione (inquinanti) • diffusione (gradiente conc): processo molto lento che opera su tempi lunghi • dispersione: pennacch L’acqua in pori molto stretti si muove più lentamente, mentre si muove più velocemente in pori più larghi. Quando il flusso deve cercare gli spazi fra i canali del mezzo poroso, sarà più lento (dispersione) La legge di Darcy è un modello che permette di fare una media tra i diversi tipi di trasferimento del fluido nel mezzo poroso, diversa dalla velocità apparente Il carico idraulico non è una pressione, ma si esprime in metri perché è espresso per unità di peso, quindi dividendo per le densità otteniamo i metri di colonna d’acqua. dal punto di vista pratico per ottenere tutte le componenti del carico idraulico, dobbiamo avere: • GPS: per individuare coordinate x,y • Freatimetro: per determinare la profondità della tavola d’acqua dt Per calcolare il carico idraulico argomento ben tratato su testo freeze/Cherry virtuale Esempio in campo: zona costiera, acquifero orizzontale parallelo al DATUM (hz1 = hz2) confinato, con 2 pozzi aperti. Nell’acquifero ci sarà intrusione salina nella parte rossa Si misura attraverso traccianti i=un flusso d’acqua dal pozzo 2 al pozzo 1 Se misuriamo carico idraulico alla stessa quota Il carico idraulico misurato a 2 non è confrontabile con quello di 1, per la presenza di acqua salata, perché la densità dell’acqua è diversa fra acqua dolce e acqua salata. Si calcola il carico idraulico di point water non corretto, misurato solo dai livelli misurati, ma senza considerare la salinità dell’acqua (a volte nemmeno analizzata ma ipotizzabile in zone costiere) che può essere corretto considerando la densità dell’acqua salata (ρs ) che modifica la componente di pressione del carico idraulico h2f = CARICO IDRAULICO EQUIVALENTE di acqua dolce che abbiamo al piezometro 2 h2f = ρs/ρf x hp (ρf = densità ac dolce) CARICO IDRAULICO CORRETTO → h2 = h2f + hzq Questo introduce al problema dell’inclusione del cuneo marino, si forma una superficie di interfaccia che separa l’acqua salata (ρs) dall’acqua dolce (ρf). L’ampiezza dell’interfaccia è controllata dalla diffusione per la diversa concentrazione di sale, quindi l’acqua salata si diffonde verso l’ac dolce, con tempi lunghissimi. In sistemi in equilibrio la ricarica dell’acquifero contrasta questo fenomeno di intrusione. Se ci sono dei pozzi di pompaggio il cuneo si avvicina al pozzo, con il rischio di intrusione dell’acqua salata nel pozzo, che per essere risanato richiede tempi molto lunghi. L’effetto del cuneo è importante sugli organismi viventi nell’ambiente e sulle culture che risentono dell’aumento di salinità dell’acqua. Cio’ che serve conoscere per la realizzazione di un pozzo, è la profondità dell’interfaccia rispetto al DATUM (livello mare), cioè z. h invece è l’altezza della falda freatica la calcoliamo attraverso la Legge di Ghyben – Herzgerg: se la situazione è in equilibrio idrostatico (no flussi entrata e uscita) e l’interfaccia è stabile, le pressioni dai due lati si equivalgono ps = ρs x g x z acqua salata pf = ρf x g x (z+h) acqua dolce se equilibrio ρs x g x z = ρf x g x (z+h) risolvo per z z = (ρf/ ρs- ρf) x h numericamente 1000 Kg/m3 / (1035-1000) Kg/m3 = 28,57 indica di quanto si alza l’interfaccia (coefficiente lineare retta, anche se in realtà l’andamento non è rettilineo ma parabolico) la profondità dell’interfaccia è totalmente controllata dall’acqua dolce in acquifero, da cui dipende quindi l’intrusione salina. Pompare ac dolce dall’acquifero significa rompere l’equilibrio e variare l’altezza dell’interfaccia. Quando non c’è equilibrio si creano zone di mixing fra acqua dolce/salata. Il profilo varia se ci sono infiltrazioni e non si è più in condizioni di eq idrostatico Estensione della legge sperimentale di Darcy si ottiene la PERMEABILITÀ INTRINSECA: d = diametro medio granuli Si introduce una nuova Costante C adimensionale, che dipende dalla dimensione dei pori, è la porosità media. Questo esperimento ha permesso di valutare: gli effetti delle caratteristiche del fluido ρg/ μ e del mezzo poroso Cd2 La Permeabilità intrinseca dipende proprio dalla natura del granulo, in un determinato Volume i granuli avranno una determinata area superficiale, che dipende dal loro numero. L’area superficiale crea attrito al moto del fluido, quindi maggiore è l’area superficiale, minore è la permeabilità. Per applicare la legge di Darcy il flusso deve essere laminare Re<2000 (no turbolento), condizione che si verifica nella maggior parte degli acquiferi. Tipi di acquiferi Acquifero freatico o non confinato Fig. 2.17 Cross-section showing four types of groundwater conditions. A water table is developed where the aquifer is unconfined or concealed and a potentiometric surface is present where the aquifer experiences confined or artesian conditions. Acquifero non confinato Atmospheric Pressure Figure 44 - Schematic of an unconfined aquifer. The upper surface is the water table (dashed black line) and the bottom boundary is typically a lower permeability unit (black bar). The water at the water table is at atmospheric pressure, h, = 0, so the elevation head, 2, represents the hydraulic head. Water levels in wells penetrating to depths just below the water table are shown. Recharge occurs to the water table from infiltration at the land surface (blue dashed arrows). The long solid biue arrows show general groundwater flow directions.  con valore locale ecologico per piccole quantità di acqua, si forma quando ci sono argille discontinue in un terreno sabbioso. Nell’ Acquifero non confinato abbiamo tavola d’acqua. Se scaviamo un pozzo il livello dell’acqua raggiunge il livello della tavola. Linea blu tratteggiata Poco dopo, verso la pianura si trasforma in confinato per la presenza di uno strato confinante (es Argilla): acquicluso o acquitardo se scaviamo pozzi in serie, non troviamo la tavola d’acqua e il livello di ac risale fino ad un certo livello. Se uniamo i vari livelli, la linea rossa tratteggiata, otteniamo la superficie piezometrica. Se poi l’acquifero non è molto profondo, possiamo avere un acquifero artesiano da cui l’acqua fuoriesce in maniera spontanea_free flowing well, perché p>livello ac nel piezometro. Gli acquiferi sono spesso composti come in questo caso. Molto diversi sono gli acquiferi carsici che si sviluppano in rocce solubili, come i carbonati (Italia molto ricca). La porosità è dovuta alla dissoluzione delle roccie con formazione di cavità anche grandissime per la formazione di fratture o giunti che permettono all’acqua di percolare liberamente e dissolvere liberamente le rocce. Si formano grotte con una parte aerea (stalattiti e stalagmiti) chiamata zona epigenica, acquifero epicarsico,(doline, inghiottitoi, tunnel, valli cieche…) che rappresenta la zona non satura (come zona vadosa). Sono piene di aria anche se il soffitto è ricco di acqua all’interno delle rocce. Nella zona satura, la dissoluzione si ferma quindi molto spesso in fondo agli acquiferi si formano veri e propri corsi d’acqua, con sorgenti sotterranee. Qualità dell’acqua molto buona, ma sono molto vulnerabili e difficili da rimediare quando arrivano inquinanti. Es acquifero del gran sasso, uno dei più grandi del mediterraneo; altrettanto importante quello della Maiella, con le acque sotterranee che fluiscono in una grande unica sorgente (del verde), utilizzata per esempio da molti pastifici (del verde, de cecco) visto la grande qualità dell’acqua. PROPRIETÀ DEGLI ACQUIFERI A livello del carico idraulico che misuriamo con i piezometri, per la geometria e il tipo di acquifero. Volume di acqua che un V unitario di acquifero/acquitardo, rilascia sotto una caduta unitaria di carico per decompressione dell’acqua e compressione del termine solido. Rappresenta la componente elastica; In un acquifero confinato tutta la quantità prodotta di acqua è dovuta solo alla componente relativa alla diminuzione del carico idraulico (Sy trascurabile) è in relazione alla compressibilità d → Ss è legato: alla compressibilità della porosità dell’ acquifero/acquitardo α variazione di un Vol di acquifero x Unità di cambiamento dello sforzo efficace cioè per variazioni delle p del fluido alla compressibilità dell’acqua variazione % del V di acqua x variazione P del fluido Quindi: ρ = densità acqua g = accelerazione di gravit α = compressibilità mezzo poroso β = compressibilità acqua ne= porosità efficace (acqua presente solo all’interno della porosità) La compressibilità dell’acqua è molto bassa β = 4.4x10-10 m sec2/kg or Pa-1 i sedimenti più fini hanno compressibilità molto alte, mentre hanno bassa compressibilità i graniti se noi vogliamo calcolare la q.tà di acqua prodotta da un acquifero confinato, dobbiamo considerare la componente elastica e la compressibilità del sistema. b = Spessore acquifero facciamo cadere il carico idraulico di 1m vogliamo calcolare il coefficiente di immagazzinamento (Adimensionale) applichiamo la formula della slide Esempio: coeff immagazzinamento per acquifero fatto di sabbia: α = 1 x 10 -7 β = 4.4x10-10 ne = 0.2 Ss = 1000 Kg/m3 x 9.81 m/s2 x (1 x 10 -7 x 0,2 x 4.4x10-10 ) = 9,8 x 10-4 m-1 Calcolo fatto per unità di caduta del carico idraulico. Per l’acquifero confinato è questo che ci da la produzione e se non ha un determinato spessore, è molto difficile estrarre acqua, essendo i valori di Ss cosi bassi, servono spessori di decine e decine di m. Oppure se lo spessore non è tanto, occorre far cadere molto il carico idraulico per mantenere la produzione, ma questo potrebbe essere problematico. Ss x Area acquifero x caduta carico idraulico = produzione di acqua: V H20 = A x Dh x Ss x b acquifero confinato V H20 = Δh x A x Sy acquifero non confinato per l’acquifero confinato, dobbiamo moltiplicare per lo spessore dello stesso.