Modellazione della fusione della neve nel bacino nivoglaciale del Lys

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Tali dati, quali radiazione, albedo, temperatura della neve, densità della 
neve, equivalente in acqua sono in genere reperibili solo in aree 
sperimentali appositamente attrezzate. 
L'applicazione di questi modelli, auspicabile nell'ottica di usare 
formulazioni matematiche il più possibile aderenti alla realtà fisica del 
fenomeno studiato, rimane pertanto limitata dalla disponibilità dei dati 
(Fattorelli, 1982). 
Praticamente l'unico dato reperibile con relativa facilità è quello di 
temperatura dell'aria, è quindi su questo dato che si basa in gran parte la 
modellistica dei fenomeni nivali con finalità pratiche, anche se non sempre 
la temperatura dell'aria in prossimità della superficie rappresenta un buon 
indice dello scioglimento nivale. L’ablazione diurna non è affatto 
proporzionale alla temperatura media, ma è più forte nelle ore di maggiore 
radiazione (Monterin, 1931). 
Oggi, lo studio dei processi nivali che interessano un bacino 
idrografico, può essere validamente supportato dall'utilizzo di un Sistema 
Informativo Territoriale, in inglese Geographycal Information System 
(GIS). 
I Sistemi Informativi Territoriali, sempre più utilizzati nel campo della 
gestione del territorio, consentono di studiare il bacino ad una scala di 
dettaglio definita da singole unità di territorio tendenzialmente omogenee 
per caratteristiche morfometriche. 
Nel presente lavoro si è applicato un modello distribuito di 
scioglimento della neve basato sul classico approccio grado-giorno, in cui il 
fattore di fusione viene modificato in funzione del valore locale di 
radiazione astronomica potenziale, assegnando così un ruolo più 
preminente alla morfologia del bacino. 
E’ noto che la maggior parte della radiazione solare che giunge sulla 
terra rappresenta solo una frazione della radiazione totale, diminuita dai 
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fenomeni di riflessione, diffusione, assorbimento da parte dell'atmosfera e, 
inoltre, essa è ulteriormente ridotta dalla morfologia locale.  
Nel presente lavoro l'area oggetto di studio è l'alto bacino del Lys, 
affluente di sinistra della Dora Baltea, che scorre lungo la valle di 
Gressoney (Valle d’Aosta) alla cui testata sorge l'imponente massiccio del 
Monte Rosa. 
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1. IDROLOGIA ALPINA 
 
1.1 La precipitazione nevosa 
 
La formazione della neve implica processi fisici piuttosto complessi. 
E’ essenziale la presenza di nuclei di condensazione, sui quali si verifica la 
sublimazione del vapore acqueo con la formazione di cristalli di ghiaccio. 
All’inizio essi sono molto semplici e di ridotte dimensioni, successivamente 
danno luogo a forme visibili ad occhio nudo. L’aggregazione di più cristalli 
dà luogo ai fiocchi di neve. 
La morfologia dei cristalli di neve, strettamente legata alla modalità di 
formazione, è stata oggetto di minuziose classificazioni e riveste particolare 
interesse nella valutazione della stabilità del manto nevoso. 
La formazione di significative precipitazioni nevose è condizionata 
dalla presenza di umidità atmosferica, da uno spessore tale delle nubi da 
permettere la crescita dei fiocchi di neve e, naturalmente, da una 
temperatura al di sotto dello zero. 
La variabilità spaziale delle precipitazioni nevose deve essere 
considerata sia su ampia sia su ridotta scala. Il clima della regione e la 
latitudine influenzano direttamente le precipitazioni, ma nessuna delle due 
varia significativamente nel contesto di un bacino montano. La quota viene 
dunque ad assumere il significato di fattore di maggior rilievo nella 
distribuzione del manto nevoso in fase di accumulo. 
Le principali grandezze di interesse idrologico oggetto di misura sono 
l’altezza della neve fresca al suolo, la sua densità e il suo equivalente in 
acqua. 
Per altezza di neve fresca si intende l’accumulo avvenuto in un 
periodo recente di tempo, generalmente 24 ore. 
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Il modo più semplice per effettuare la misurazione consiste 
nell’immergere verticalmente un’asta graduata nella neve accumulatasi su 
di una tavola da neve. 
Il limite di tale metodologia risiede nel fatto che la precipitazione 
viene attribuita alle 24 ore del giorno nel quale si effettua il rilievo, mentre 
l’accumulo può anche essere generato da un’intensa e breve nevicata della 
durata di qualche ora. Inoltre, nel periodo che intercorre tra la 
precipitazione ed il momento in cui viene effettuata la misura, possono 
esserci fenomeni di compattazione e di fusione che alterano il dato 
originario. 
La misura può anche essere fatta per differenza di successive letture su 
un’asta graduata infissa stabilmente nel terreno : il dato anche in questo 
caso è impreciso a causa dei fenomeni di compattazione. 
Una misura per differenza attendibile può essere ottenuta impiegando 
nivometri ad ultrasuoni che eseguono scansioni a determinati intervalli di 
tempo, fornendo dati in continuo sull’accumulo della neve al suolo. 
La densità della neve fresca, ovvero la massa per unità di volume, 
consente di dare una interpretazione più significativa al dato di altezza. 
La densità della neve fresca è variabile in relazione alle condizioni 
meteorologiche al momento della precipitazione. In particolare, la 
temperatura dell’aria e la velocità del vento sono i fattori più importanti. 
All’aumentare della temperatura, la densità della neve aumenta e si ha la 
cosiddetta neve bagnata. Anche il vento svolge un ruolo importante pure se 
la relazione non è del tutto chiara come per la temperatura. 
Spesso si fa riferimento alla densità relativa, ovvero al rapporto tra il 
volume dell’acqua ottenuta dalla fusione di un campione di neve e il 
volume originario del campione stesso. 
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L’equivalente in acqua è il dato più significativo da un punto di vista 
idrologico, poiché fornisce direttamente la potenzialità della neve in termini 
di apporto alla rete idrica del bacino. 
Esso è definibile come l’altezza di acqua che si otterrebbe fondendo 
l’intero spessore di neve caduta. 
L’equivalente in acqua può essere determinato applicando la 
seguente : 
 
H
w
   =   H
n
 x ρ                     (1.1) 
 
dove : 
ρ =  densità relativa della neve 
H
w
 = altezza dell’equivalente in acqua in mm 
H
n
 = altezza della neve in mm 
 
La relazione può essere impiegata con un dato medio della densità per 
determinare l’equivalente in acqua a partire dalla sola misura dell’altezza di 
neve caduta. 
Il valore di riferimento generalmente impiegato per ρ, in caso di neve 
fresca, è pari a 0.1. Da cui si deduce che dieci centimetri di neve fresca 
corrispondono a dieci millimetri di acqua equivalente. 
L’equivalente in acqua della neve fresca può essere determinato 
direttamente prelevando un campione di neve, fondendolo e misurando 
l’altezza dell’acqua ottenuta. Lo si può anche misurare attraverso gli stessi 
pluviometri a vaschetta basculante usati per le precipitazioni liquide, se 
sono muniti di un dispositivo di riscaldamento per la fusione della neve 
accumulatasi sulla bocca dello strumento. Esistono, però, problemi di 
misurazione causati dalla turbolenza in prossimità dello strumento, che per 
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il caso specifico della neve, possono causare sottostime notevoli. Per ridurre 
questi inconvenienti esistono diversi dispositivi di schermatura, anche se 
l’errore non è eliminato nella sua totalità. 
In fase d'acquisizione dei dati è necessario conoscere la temperatura 
per classificare l’evento meteorico. La soglia di separazione tra una 
precipitazione liquida e una solida viene frequentemente fissata a 0.5°C. 
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1.2 Il manto nevoso 
 
Il manto nevoso nasce dallo stratificarsi al suolo di successive nevicate. 
Esso presenta una struttura dinamica con un’altezza variabile in relazione 
all’andamento stagionale, in evoluzione nel tempo e difforme nello spazio. 
Lungo il profilo si possono distinguere strati differenti per consistenza, 
spessore e modalità di formazione. 
Gli strati più spessi possono essere originati da consistenti precipitazioni, 
mentre quelli più sottili da alterazioni dovute all’alternanza di fasi di gelo e 
disgelo, da conseguenze di ridistribuzione operata dal vento, dalle slavine o 
dal depositarsi di brine di superficie. 
Nel suo complesso il manto nevoso è una struttura porosa derivante 
dall’accumulo di cristalli di neve, che forma uno strato altamente deformabile 
e da spazi che contengono aria, vapore acqueo o, in particolari condizioni, 
acqua liquida. 
Il manto nevoso è soggetto ad una serie di trasformazioni a carattere 
irreversibile, che alterano la struttura originaria di cristalli di neve e 
conferiscono dinamicità alle caratteristiche fisiche del manto. 
Il metamorfismo subito dal manto nevoso porta ad una variazione del 
profilo termico e ad una riduzione dello spessore, quindi ad un aumento di 
densità e di resistenza meccanica. Inoltre, si ha un cambiamento della forma 
dei cristalli con la formazione di cristalli granulari di forma semplificata 
rispetto a quella originaria e un aumento di compattezza. 
In presenza di forti gradienti di temperatura e vapore acqueo, possono 
formarsi le cosiddette brine di profondità. 
Lo studio dei processi della metamorfosi è molto importante per la 
determinazione e valutazione della stabilità del manto nevoso. 
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Per effetto dei fenomeni legati al metamorfismo, il manto nevoso tende, 
con il passare del tempo, a diventare omogeneo rispetto alla temperatura, al 
contenuto di acqua liquida, alla grandezza dei grani e alla densità ed, infine, 
raggiunge lo stadio di maturità nel quale i cambiamenti apprezzabili si 
verificano solo in superficie. 
La temperatura del manto nevoso è il dato più importante per la 
determinazione delle sue caratteristiche energetiche. Il gradiente di 
temperatura assieme alla densità condiziona il trasferimento energetico 
all’interno del manto nevoso. 
La temperatura varia con la profondità e tende ad aumentare con 
l’avvicinamento all’interfaccia neve-suolo, dove il valore si avvicina a 0°C. 
Durante la fusione, la temperatura si presenta uguale in tutti gli strati e pari      
a 0°C. 
Inoltre, è utile conoscere la variazione spaziale delle proprietà del manto 
nevoso. 
A tale variabilità concorrono fattori meteorologici, morfologici e 
vegetazionali che interagiscono in modo complesso nel determinare le diverse 
caratteristiche del manto. Una importante causa di eterogeneità spaziale del 
manto nevoso in fase di accumulo è la ridistribuzione operata dal vento. 
Anche quando le precipitazioni sono uniformi su tutta l’area, la 
distribuzione spaziale finale può essere molto eterogenea poiché la neve viene 
spostata e ridepositata dal vento. In questa situazione la neve si comporta 
come altri sedimenti, accumulandosi in zone dove il flusso decelera a scapito 
delle zone dove accelera. 
Dove le irregolarità del terreno e il disegno del vento si ripetono, le 
scoperture e gli accumuli tendono a ripresentarsi negli anni sia nella forma sia 
nella localizzazione. 
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Inoltre, volumi considerevoli di neve vengono mossi anche dalle 
valanghe e dalle slavine. Queste trasportano e concentrano la neve ad altitudini 
più basse, potendo, in alcuni casi, favorirne la fusione. Anche in questo caso, 
questi eventi si ripetono con maggiore frequenza negli stessi pendii, i quali 
presentano una inclinazione tale da poter innescare facilmente tali fenomeni. 
In alcune situazioni, può essere molto importante una stima corretta 
dell’esatto volume di neve messo in movimento da una valanga e depositato in 
fondovalle, poiché il suo contenuto d’acqua può essere elevato. 
E’ da sottolineare che tali agenti non comportano un cambiamento della 
massa totale di neve, ma operano soltanto una ridistribuzione della stessa. 
 
1.2.1 Proprietà fisiche del manto nevoso e loro misura 
 
Le misure più significative inerenti le caratteristiche del manto nevoso 
sono : l’altezza, la densità e l’equivalente in acqua. 
L’altezza del manto nevoso esprime lo spessore del manto in un 
determinato sito. Essa aumenta con gli accumuli successivi di neve, mentre 
diminuisce a causa della fusione e della compattazione. 
Il metodo più semplice per ottenere informazioni sull’altezza del manto 
nevoso consiste nella lettura di un’asta graduata infissa nel terreno. Altrimenti 
la misura può anche essere effettuata tramite l’infissione nel terreno di una 
sonda nivometrica, che consente di eseguire il rilievo per più punti. 
Per ottenere il dato di continuo si utilizzano sensori ad ultrasuoni, i quali 
consentono di ottenere informazioni relative all’evoluzione nel tempo del 
manto nevoso. 
La densità del manto nevoso varia lungo il profilo. Essa tende ad 
aumentare nel tempo a causa del progressivo compattamento sotto l’azione del 
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peso proprio e a causa degli effetti del metamorfismo. Si ha così una 
differenziazione per strati : i valori minimi sono registrati in superficie, mentre 
i massimi vengono raggiunti negli strati inferiori. 
Per determinare la densità si procede al prelievo di un campione di 
volume noto per mezzo di un tubo da neve immerso verticalmente nel manto. 
Il campione viene poi pesato mediante dinamometro e, sottratta la tara, la 
densità viene calcolata come rapporto peso-volume. 
L’equivalente in acqua è il dato di maggior interesse idrologico. 
E’ definibile come l’altezza in millimetri della quantità di acqua che si 
otterrebbe dalla fusione del manto nevoso. 
Il suo valore è legato all’altezza del manto nevoso e alla sua densità. 
 
ρ =  h
w
 / h
n 
                   (1.2)      
 
dove : 
ρ =  densità relativa 
h
w
 = altezza equivalente in acqua (mm) 
h
n
 = altezza del manto nevoso 
 
Le misure dirette dell’equivalente in acqua possono essere effettuate 
mediante i cuscini da neve (snow pillows) e i dispositivi a raggi γ. 
I cuscini da neve sono apparecchi che si basano sulla misura della 
pressione esercitata dalla massa di neve depositata sulla superficie di una sacca 
riempita di liquido anticongelante, mediante appositi trasduttori. 
I dispositivi a raggi γ si basano sull’assorbimento dei raggi γ stessi da 
parte dei corpi d’acqua : il metodo passivo si basa sulla misurazione della 
radiazione γ emessa naturalmente da isotopi radioattivi di potassio, uranio e 
torio presenti nel terreno. Dalla differenza tra la radiazione emessa a suolo 
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nudo e quella parzialmente attenuata dalla presenza del manto nevoso si 
possono ottenere direttamente informazioni sull’equivalente in acqua. 
Il metodo attivo prevede, invece, la presenza di uno strumento puntuale, 
con una propria sorgente e un rilevatore di raggi γ disposti ad una distanza 
nota e in modo tale da attraversare uno strato di neve. 
Dalla riduzione delle radiazioni emesse e captate dal ricevitore dopo 
l’attraversamento dello strato di neve, si ricava direttamente la densità di 
ciascun strato e quindi l’equivalente in acqua. 
A maturità, l’altezza del manto nevoso varia più della densità dello 
stesso. Di conseguenza la maggior fonte di variabilità dell’equivalente in 
acqua è data dalle differenze di spessore del manto nevoso, specialmente 
durante la stagione di fusione. 
 
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1.3 I Ghiacciai 
 
I ghiacciai terrestri occupano oggi oltre il 10% delle terre emerse e il loro 
volume complessivo si valuta tra 28 e 35 milioni di km
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. 
Essi esercitano un influsso indiretto sulle aree circostanti sia per mezzo 
dei corsi d’acqua alimentati dall’acqua di fusione, sia modificando il clima 
circostante. 
L’esistenza di queste masse di ghiaccio si deve al progressivo e durevole 
accumulo di neve al suolo, il quale dipende dal clima freddo delle regioni 
dove i ghiacciai si formano. La trasformazione graduale della neve e la sua 
ricristallizzazione in ghiaccio compatto sono dovute alla pressione della massa 
di neve sovrastante e ai ripetuti fenomeni di disgelo e rigelo. 
Man mano che la massa di ghiaccio ispessisce, si manifesta la tendenza 
alla deformazione del ghiaccio stesso e s'instaura, per effetto della forza di 
gravità, un lento movimento verso le aree più a valle. 
I ghiacciai cambiano di comportamento ed area d’azione a causa delle 
variazioni di grandezza che subiscono per la loro tendenza ad adeguarsi alle 
condizioni climatiche ed ambientali. 
La forma dei ghiacciai di montagna è una conseguenza della topografia 
accidentata dei luoghi. 
Si distinguono in letteratura (Castiglioni, 1979) : 
 
• Ghiacciai vallivi : i quali sviluppano verso il basso una lingua di 
forma allungata che s'insinua in una valle ; in alto presentano uno o 
più bacini alimentatori delimitati da creste montuose. 
• Ghiacciai vallivi composti : i quali presentano più lingue molto 
ramificate che si uniscono assieme. 
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• Ghiacciai d'altopiano : i quali occupano superfici pianeggianti di 
sommità, da cui dipartono più lingue dirette talora verso valli diverse. 
• Ghiacciai pedemontani : uno o più ghiacciai vallivi composti escono 
dalla zona montagnosa allargandosi nelle pianure vicine. 
• Ghiacciai di circo, di pendio, di canalone, sospesi ecc. : sono in 
genere piccoli ghiacciai, privi di lingua, di tipo diverso secondo la 
forma topografica che li accoglie. 
 
Un ghiacciaio è alimentato dagli apporti di nuova neve, che si accumula 
con le precipitazioni e di cui rimane una parte residua dopo la stagione dello 
scioglimento. 
Su una parte del ghiacciaio si sovrappongono strati di neve vecchia 
d'anno in anno, mentre in un’altra parte lo scioglimento della neve che ogni 
anno si deposita è totale. A volte anche una certa quantità di ghiaccio fonde e 
si ha, quindi, annualmente una perdita. 
L’ablazione glaciale alimenta i torrenti glaciali : numerosi ruscelli 
appaiono nella stagione più calda sulla superficie dei ghiacciai, scendono 
attraverso i crepacci sul fondo, e confluiscono in uno o più torrenti subglaciali 
che, alla fronte, fuoriescono. Se si volesse analizzare in modo preciso questi 
fenomeni, occorrerebbe tenere conto dell’acqua d’ablazione che viene perduta 
per evaporazione, dell’acqua di ablazione che rigela nel corpo stesso del 
ghiacciaio e dell’intervento della pioggia. Per quanto riguarda l’energia che 
determina l’ablazione, si dovrebbe considerare, oltre al calore ricevuto dal 
ghiacciaio per radiazione, anche l’energia acquisita in altra forma : per 
afflusso di aria calda, per conduzione dal fondo roccioso, prodotta negli attriti 
ecc.. 
La zona di accumulo si trova in alto, dove le temperature sono 
mediamente più basse e l’ablazione meno efficace, mentre la zona di ablazione 
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si trova nelle parti del ghiacciaio situate a quota più bassa. Si può individuare, 
poi, su ogni ghiacciaio una zona di equilibrio, in cui l’accumulo pareggia 
l’ablazione. Nei ghiacciai di montagna delle medie e basse latitudini, dove ha 
poca importanza il “ghiaccio sovrimposto”, ossia quello prodotto dal rigelo 
dell’acqua di ablazione, la zona di equilibrio coincide con il limite inferiore 
delle nevi perenni : questo limite separa dunque la zona di accumulo da quella 
di ablazione. 
Guadagni e perdite di un ghiacciaio si possono esprimere in termini di 
bilancio di massa. 
 
 
fig. 1.1 Schema del bilancio di massa nelle varie parti di un ghiacciaio (Castiglioni, 1979). 
 
Il bilancio può risultare in pareggio, quando la sua massa resta costante 
nell’arco di tempo che si considera. 
Un ghiacciaio è stazionario quando, per più anni consecutivi, le perdite 
complessive uguagliano gli apporti. Bisogna considerare, però, che si realizza 
una compensazione dovuta al movimento determinato dalla gravità poiché si 
ha un flusso di ghiaccio dalla zona di alimentazione a quella di ablazione. Gli 
spessori e la posizione della fronte possono restare praticamente costanti se 
questo flusso compensa l’eccedenza di accumulo in una parte e l’eccedenza di 
ablazione nell’altra parte.