CAPITOLO 1 INTRODUZIONE
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puntuale, considerando la variabilit spaziale sia della conduttivit idraulica
di saturazione, Ks, che dell intensit di pioggia, r.
Il processo di infiltrazione risente anche di un altro fenomeno, quale
quello del deflusso superficiale di acqua, proveniente da aree di monte gi
sature, che si infiltra piø a valle, noto con il nome di run-on .
La stima del deflusso superficiale dell acqua non infiltrata non Ł stata
possibile attraverso i modelli alle equazioni primitive, poichØ essi
rappresentano in modo troppo dettagliato i vari processi in gioco e quindi
non possono essere utilizzati per tale scopo su bacini naturali, nemmeno se
molto piccoli.
Tale stima viene quindi di norma condotta tramite modelli distribuiti
concettuali, i quali hanno avuto un notevole sviluppo negli ultimi anni, in
grado di sintetizzare l effetto dell eterogeneit s paziale delle propriet
idrologiche e geomorfologiche dei bacini, nonostante le difficolt di
applicazione a causa del notevole sforzo computazionale richiesto nonchØ la
mancanza di dati sperimentali che descrivano la variabilit spaziale delle
caratteristiche del bacino e delle piogge.
Dopo aver esaminato l area in cui sono localizzati i bacini oggetto di
studio, ed averli caratterizzati dal punto di vista geometrico, si sono
determinati gli andamenti della pioggia effettiva a partire dall evento di
pioggia totale, ovviamente a seguito di un analisi precedentemente condotta
consistente nella stima delle perdite.
Successivamente si Ł passati ad elaborare la schematizzazione
semplificata per i vari bacini e a confrontarla con la schematizzazione
rigorosa in termini di idrogrammi di portata diretta.
Infine, si Ł riprodotta la schematizzazione rigorosa per due dei tre
bacini al fattore di scala 1:25.000 e si sono messe a confronto le due scale di
CAPITOLO 1 INTRODUZIONE
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rappresentazione attraverso lo stesso termine di paragone impiegato in
precedenza.
In entrambi i confronti l impiego dell idrogr amma di portata diretta
come termine di paragone ha permesso in maniera chiara ed esauriente di
far emergere se gli obiettivi proposti siano stati o meno raggiunti.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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2. LA STIMA DELLE PERDITE
2.1 Il processo di infiltrazione
Uno dei piø importanti processi idrologici Ł il processo di infiltrazione
dell acqua nel suolo, in particolare di quella derivante dalle precipitazioni
atmosferiche.
L infiltrazione costituisce la principale causa della perdita di acqua
dal punto di vista della formazione delle piene.
Durante una piena, conseguente ad una precipitazione meteorica, la
portata di un corso d acqua in corrispondenza della sezione di chiusura di
un determinato bacino idrografico si compone di due aliquote: la portata di
base e la portata diretta. La prima Ł dovuta principalmente alla ricarica da
parte della falda sotterranea (deflusso di base) e quindi indirettamente alle
passate precipitazioni avvenute sul bacino, mentre la seconda Ł dovuta al
deflusso superficiale e quello ipodermico determinati dalla precipitazione
che ha causato la piena in esame (deflusso diretto) e quindi direttamente alla
precipitazione corrente.
In tempo di magra la portata del corso d acqua coincide con la portata
di base (portata diretta nulla), mentre durante una piena la portata diretta Ł
nettamente superiore in entit in quasi ogni istant e alla portata di base.
Nel caso di una precipitazione piovosa solo un aliquota della totalit
della pioggia (pioggia totale) che cade sul bacino idrografico definisce il
deflusso diretto, contribuendo cos alla portata diretta: tale aliquota Ł
definita pioggia effettiva (o netta); la restante aliquota di pioggia totale Ł
considerata quindi come una perdita, causata da diversi processi.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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Una prima perdita Ł quella causata dal processo di intercettazione delle
gocce di pioggia da parte della vegetazione prima che essa possa
raggiungere la superficie del suolo; si parla quindi in questo caso di perdita
per evaporazione. Parte della pioggia che invece raggiunge la superficie del
suolo non si infiltra, definendo cos il deflusso superficiale e alimentando a
breve termine la portata diretta; la pioggia che al contrario raggiunge il
suolo e si infiltra in parte ricostituisce l acqua di ritenzione superficiale
persa per evapotraspirazione nel precedente periodo di secca (quindi verr a
sua volta persa per evapotraspirazione nel successivo periodo di secca), in
parte percola fino alla sottostante falda, definendo cos il deflusso profondo
e alimentando a lungo termine la portata di base e in parte permea a bassa
profondit fino a raggiungere i canali della rete i drografica del bacino,
definendo cos il deflusso ipodermico e alimentando a breve termine la
portata diretta.
Il suolo quindi svolge un ruolo cruciale nel ciclo idrologico per la sua
posizione di contatto con l’atmosfera e di interfaccia con la circolazione
idrica sotterranea.
Dalla superficie l acqua si insinua nelle fratture e nei pori del suolo,
spinta dalla forza di gravit e da quelle di capill arit , fino ad occupare, sotto
particolari condizioni, tutti gli spazi vuoti, almeno in prossimit della
superficie del suolo.
Spesso accade che nelle prime fasi di una precipitazione, specie se di
piccola intensit , la capacit del suolo di ricever e acqua per infiltrazione,
influenzata da un gran numero di fattori, come la natura del suolo e il
contenuto di acqua iniziale nel terreno, supera l intensit della pioggia, per
cui tutta l acqua che raggiunge il terreno si infiltra; ci produce un aumento
del contenuto di acqua nel suolo e una conseguente diminuzione della
capacit di infiltrazione del terreno, per cui, sup ponendo l intensit di
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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pioggia costante nel tempo, viene ad un certo istante necessariamente
raggiunta una condizione nella quale capacit di in filtrazione e intensit di
pioggia coincidono con conseguente saturazione della superficie del terreno
(ponding). Da questo istante in poi l intensit di pioggia supera la capacit
di infiltrazione, a sua volta coincidente con l intensit di infiltrazione, e
l eccesso di intensit di pioggia rispetto alla cap acit di infiltrazione
determina prima e alimenta poi il deflusso superficiale.
Come gi accennato, il processo di infiltrazione Ł condizionato da
molti fattori, tra i quali quelli relativi alla natura del suolo; per un assegnato
tipo di suolo e quindi di granulometria sono di primaria importanza:
• il tipo di lavorazioni che si effettuano sullo strato prossimo alla
superficie, unitamente alla vegetazione che, quasi di conseguenza, Ł
presente;
• il tipo, le dimensioni e la quantit della macropor osit ;
• la struttura verticale, intendendo con essa anche la eventuale
presenza di crosta.
2.1.1 Infiltrazione-lavorazioni
Il processo di infiltrazione in un suolo appena sottoposto a lavorazioni
agricole risulta fortemente condizionato dalla porosit e dal tipo e grado di
rugosit del terreno; propriet quest ultime sogget te a modificarsi nel corso
del tempo.
Le lavorazioni effettuate in agricoltura producono tipicamente un
aumento della porosit del suolo sino alla profondi t in cui si interviene
unito ad un incremento della rugosit superficiale; tali effetti, in condizioni
normali, agiscono accrescendo le capacit di infilt razione del suolo.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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Tuttavia pu verificarsi il caso in cui la lavorazi one di un certo strato di
suolo, ovvero un suo rimescolamento, creando una discontinuit con la
parte in profondit , distrugga le vie preferenziali attraverso le quali pu
rapidamente infiltrarsi l acqua, riducendo cos la capacit di infiltrazione
(Freebairn et al., 1989; Meek et al., 1989). Da ci si deduce che qualunque
generalizzazione che non consideri le reali condizioni pre e post-
lavorazione di uno specifico suolo risulta azzardata.
Per quanto riguarda il ruolo della copertura vegetale vi Ł, invece,
concordanza di opinioni. La presenza di vegetazione, di qualunque tipo essa
sia, si traduce sempre in un incremento della capacit di infiltrazione su un
certo suolo; Hino (1987) ha mostrato, attraverso prove sperimentali, il
diverso comportamento dello stesso suolo con e senza copertura vegetale,
che nella specifica situazione era costituita da prato. Nel suolo inerbito, dei
500 mm di pioggia che un simulatore ha provveduto a far cadere, ben 496
mm sono penetrati in profondit , mentre nello stess o suolo privo di
copertura vegetale l infiltrazione totale si Ł attestata circa a 372 mm. Di
interesse anche i valori della conduttivit idrauli ca di saturazione misurati
per le due situazioni: circa 6 mmh-1 per il suolo originario, circa 100 mmh-1
per quello inerbito.
2.1.2 Infiltrazione-macroporosit
Fessure e macropori presenti sulla superficie del suolo e nel primo
orizzonte superficiale costituiscono delle vie preferenziali per il moto
dell acqua nel suolo che influenzano significativamente il processo di
infiltrazione.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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Risultati sperimentali suggeriscono che la presenza di una diffusa
macroporosit determina un incremento della capacit di infiltrazione di un
suolo indotto principalmente dall aumento della superficie effettiva
attraverso la quale l acqua si insinua nella matrice solida (Fig.2.1).
FIG. 2.1 - Infiltrazione nel suolo in presenza di macroporosit .
Per quanto concerne la discussione riguardo l esatta definizione di
macropori non Ł stata fatta ancora chiarezza; non vi Ł infatti concordanza di
opinioni sulla scelta della dimensione che devono avere i pori per essere
considerati macropori. Beven and Germann (1982) propongono una
rassegna di definizioni di macropori e macroporosit , tutte espresse
assumendo come grandezza di riferimento o il diametro equivalente o il
potenziale capillare.
La macroporosit di un suolo pu avere diverse orig ini e
caratteristiche. Vi sono i macropori causati dalla presenza di fauna, i quali
presentano forma cilindrica e dimensioni molto variabili (diametri compresi
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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tra 1 e 50 mm) in funzione del tipo di animale che li ha originati. Vi sono
poi i macropori generati dalla decomposizione delle radici conseguente alla
morte della pianta; anche questi possono essere di varie dimensioni, ma a
differenza dei primi possiedono la peculiarit di g iungere talvolta molto in
profondit . Le fessure indotte da cicli di inumidim ento ed essiccamento
sono generalmente individuabili in modo diffuso nello strato piø
superficiale del suolo; il fenomeno Ł tanto piø marcato quanto piø il suolo Ł
di tipo argilloso.
Da osservazioni sperimentali effettuate riguardo la problematica della
macroporosit (Blake et al., 1973; Rogowski and Wei nrich, 1981; De Vries
and Chow, 1978; Beven and Germann, 1982) si evince che i processi di
infiltrazione e redistribuzione dell acqua nei suoli contenenti macropori non
possano essere adeguatamente descritti considerando il suolo come un
mezzo omogeneo, isotropo ed indeformabile, in accordo con la legge
generalizzata di Darcy.
In presenza di suoli strutturati con macropori risultano piø rispondenti
quelle teorie in grado di combinare i principi dell idraulica basati sulla legge
di Darcy applicati alla matrice del suolo con principi validi per i macropori.
All atto pratico una trattazione di questo tipo, sebbene fisicamente
rispondente, risulta complicata e di difficile applicazione soprattutto quando
poi ci si sposta su scale di reale interesse; in questi casi, infatti, per una
analisi rigorosa Ł d uopo dettagliare, oltre alla natura del flusso all interno
della matrice del suolo, anche la natura del flusso nel sistema dei macropori
con le caratteristiche spaziali e temporali della rete di macropori e
l interazione tra i due sistemi. Pertanto Ł evidente che l unica strada da
seguire, quando ci si prefigge come obiettivo l individuazione di
rappresentazioni utilizzabili nella pratica, Ł quella di adottare schemi
equivalenti semplificati.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
10
2.1.3 Infiltrazione-stratificazione superficiale
In alcuni tipi di suolo l eventuale presenza di un sottile strato
superficiale, usualmente denominato crosta, influenza il processo di
infiltrazione.
La peculiarit di questo sottile strato consiste ne ll essere piø compatto,
piø denso, nonchØ caratterizzato da valori ridotti della conduttivit idraulica
di saturazione Ks rispetto al resto del suolo (Tackett and Pearson, 1965).
Tali modificazioni, tipicamente riscontrabili su una limitata parte
superficiale, molto spesso non sono altro che manifestazioni del fenomeno
di scambio di quantit di moto ed energia cinetica tra gocce d acqua
(pioggia) e suolo; infatti, quando le gocce impattano il suolo, lo compattano,
ne distruggono gli aggregati e trasportano nei pori di superficie la frazione
piø fine la quale contribuisce a sigillare i vuoti ed a formare la crosta
(Duley, 1939; McIntyre, 1958; Morin and Benyamini, 1977).
E stato mostrato che, dal momento in cui inizia la pioggia, dopo un
intervallo di tempo durante il quale la superficie si inumidisce e diviene
meno resistente all impatto delle gocce, la formazione della crosta procede
molto celermente ed Ł una diretta funzione dell energia posseduta dalle
gocce di pioggia (Mualem and Assouline, 1989; Baumhardt et al., 1990;
Mualem and Assouline, 1992). Baumhardt (1985), in seguito ad un analisi
statistica di dati di infiltrazione conseguenti a piogge generate da simulatori
e caratterizzate da differenti intensit , ha inoltr e dimostrato che la
conduttivit idraulica dello strato piø superficial e di un suolo dipende sia
dall intensit di pioggia che dall energia cinetica cumulata che tale pioggia
possiede; si comprende quindi come il valore assunto dalla conduttivit
idraulica della crosta sia il risultato dell equilibrio tra un effetto erosivo ed
uno coesivo di compattazione.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
11
Nonostante il meccanismo alla base dell evoluzione della crosta non
risulti ancora ben definito e la modellistica piø in uso non lo incorpori in
modo esplicito, numerosi sono i modelli per mezzo dei quali si Ł cercato di
rappresentare i fenomeni sin qui descritti. In tutti i casi si Ł operato
diminuendo la conduttivit idraulica satura del sot tile strato superficiale;
talvolta si Ł assunto per essa un valore costante (Hillel and Gardner, 1969,
1970; Ahuja, 1974, 1983), in altri casi la diminuzione Ł stata legata al tempo
(Farrel and Larson, 1972), mentre in altri casi ancora la diminuzione Ł stata
assunta come funzione dell energia cinetica cumulata della pioggia
(Romkens et al., 1986).
2.1.4 Infiltrazione-misure sperimentali in sito
La necessit di approfondire la conoscenza del proc esso di
infiltrazione ha incentivato il recente sviluppo di tecniche sempre piø
sofisticate al fine di rendere le operazioni di misura sperimentali delle
principali grandezze idrologiche del suolo piø precise ed affidabili.
Il ricorso a codici di calcolo finalizzati alla valutazione del processo
di infiltrazione presuppone la specificazione dei valori da associare a
ciascuna grandezza che contraddistingue il mezzo poroso interessato dai
processi di moto dell acqua.
La conoscenza di questi valori Ł possibile solamente quando Ł stata
preventivamente effettuata una accurata analisi dei dati ottenuti da
misurazioni sperimentali. Tra queste ultime sono certamente da preferire, in
quanto piø realistiche, quelle effettuate in sito piuttosto che quelle ottenute
in laboratorio su suoli disturbati.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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Purtroppo ricavare dati affidabili in quantit suff iciente per sviluppare
un analisi volta a chiarire il comportamento delle grandezze che
caratterizzano idraulicamente il suolo risulta spesso una operazione
laboriosa e onerosa. Non a caso Ł stato citato il termine affidabilit ; Ł di
interesse considerare che il risultato di una misurazione Ł sempre affetto da
cause di errore, che possono dipendere dalle modalit costruttive
dell apparecchio oppure da fattori esterni che hanno influenza sul sito scelto
per la misurazione o infine dalle modalit e dall a ttenzione con le quali
l operatore esegue la misurazione stessa.
Per i problemi appena ricordati nonchØ per altri di differente natura, le
misure sperimentali in sito risultano ancora oggi poco diffuse, nonostante la
loro indiscussa importanza.
La conduttivit idraulica (K), il contenuto d acqua (θ) ed il carico
capillare dell acqua (ψ), sono le grandezze di cui Ł indispensabile conoscere
il comportamento, al variare del tempo e dello spazio, per la loro frequente
presenza nei modelli fisicamente basati e nei modelli concettuali.
Le misure sperimentali in sito della conduttivit i draulica (in
condizioni di saturazione e non) sono spesso effettuate per mezzo di
permeametri, tra i quali di recente introduzione sono il permeametro CSIRO
(Perroux and White, 1988) ed il permeametro GUELPH (Reynolds and
Elrick, 1985 e 1987).
Per la misura in sito del contenuto d acqua del suolo sono disponibili
numerose apparecchiature basate su differenti tecniche (Schmugge et al.,
1980); tra queste di notevole interesse risulta il TDR (Time Domain
Reflectometry), che utilizza il principio della riflettometria nel dominio del
tempo (Zegelin et al., 1989; Parkin et al., 1995).
Infine il carico capillare dell acqua, misurato generalmente allo scopo
di ricostruire il legame esistente con il contenuto d acqua, ovvero la
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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funzione di ritenzione θ(ψ), Ł ottenuto tipicamente per mezzo di tensiometri
(Klute and Peters, 1962; Watson, 1967; Rice, 1969; Anderson and Burt,
1977).
2.1.4.1 Misure sperimentali delle principali caratteristiche del suolo
presenti in letteratura
In letteratura scientifica si trovano numerose misure sperimentali in
sito effettuate per valutare la conduttivit idraul ica di saturazione e il
contenuto d acqua.
In quanto segue sono riportati sinteticamente i principali risultati
ottenuti da vari autori.
Da misure in sito sulla conduttivit idraulica di s aturazione Smettem
(1987), utilizzando un infiltrometro a singolo anello su terreno limo-
sabbioso, ha ricavato valori di Ks compresi tra 6.9 e 9.3 mm/h con
coefficiente di variazione cv(Ks) compreso tra 0.63 e 0.85.
Smettem and Clothier (1989), servendosi di un infiltrometro a disco
con raggio variabile, su piani posti a diverse profondit , su un suolo limoso,
hanno conseguito per Ks dei valori tra 0.6 e 3.2 mm/h con cv(Ks) nel range
0.45 e 0.94.
Ragab and Cooper (1993), per un suolo limo-argilloso, valendosi del
permeametro Guelph, hanno misurato la Ks a diverse profondit e per
diversi usi del terreno agricolo (arato, inerbito, bosco); dai dati conseguiti si
evince come la Ks si distribuisca secondo una lognormale con il valor medio
variabile, a seconda dell’uso del suolo, tra 10.2 e 50.4 mm/h con cv(Ks)
compreso tra 0.3 e 1.3.
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
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Mohanty et al. (1994) in un sito sperimentale dell’Iowa, indagando con
infiltrometro a disco con diverse condizioni al contorno su un suolo limoso,
hanno ottenuto per Ks un valor medio compreso tra 0.2 e 110.7 µm/s con
cv(Ks) compreso tra 0.64 e 1.25.
Castellari (2002) con infiltrometro a doppio anello su un suolo a
tessitura fine notevolmente fessurato ha trovato valori di Ks variabili tra 6 e
228 mm/h con cv(Ks) pari a 0.74.
Su un suolo sabbioso-limoso, utilizzando un metodo indiretto, Jones
and Wagenet (1984) hanno dimostrato che la distribuzione di probabilit
cumulata Ł di tipo lognormale. Le misure effettuate a varie profondit (tra 0
e 120 cm) hanno evidenziato per il valor medio della conduttivit idraulica
di saturazione un intervallo di possibili valori compresi tra 3.3 e 5.4 mm/h
con cv(Ks) compreso tra 0.51 e 0.95.
Per quanto concerne la misura in sito del contenuto d acqua risultano
significativi i valori ottenuti da Smettem (1987) per un terreno limo-
sabbioso, caratterizzati da un valor medio di Ks pari a 0.10 con coefficiente
di variazione di 0.0014.
Infine di notevole interesse sono anche i valori di θ misurati da
Castellari (2002); sullo stesso suolo precedentemente citato, in seguito a
misure condotte con un TDR in situazioni differenti in un area di 45x9 m2,
ha ottenuto per θ valori medi compresi tra 0.26 e 0.39 con cv(θ) compresi
tra 0.03 e 0.10.
2.1.5 Infiltrazione-pioggia
Una stima rigorosa dell’infiltrazione media areale non pu prescindere
dal considerare la variabilit spaziale della condu ttivit idraulica di
saturazione Ks. In maniera del tutto analoga Ł d uopo ponderare
CAPITOLO 2 LA STIMA DELLE PERDITE
15
l’eterogeneit spaziale e temporale della intensit di pioggia r (Corradini et
al., 2002).
L andamento reale della variabilit spaziale di r Ł noto solo a scale
molto piø grandi rispetto a quelle di interesse per Ks, anche quando si tratta
di piogge convettive. In particolare non Ł sufficientemente chiara la
variabilit spaziale della pioggia a piccola scala, quando cioŁ si scende sotto
alla decina di chilometri; a questo proposito si ricorda che in una tipica rete
pluviometrica la distanza che intercorre tra uno strumento e l’altro Ł
generalmente di circa 20-50 Km (Krajewski et al., 2003).
2.1.5.1 Misure sulla variabilit spaziale della pio ggia presenti in letteratura
Nella letteratura scientifica le indicazioni sull’entit tipica della
dispersione della pioggia a scala di versante sono carenti; invece molto piø
diffusi sono i dati relativi alla scala di bacino.
Krajewski et al. (2003) hanno analizzato 5 diverse situazioni in varie
aree geografiche (Brasile, Florida, Iowa, Oklahoma, Guam), comprendendo
cos differenti regimi climatici; in tutti i casi l’analisi ha interessato aree
estese non piø di 5 Km2. Tali situazioni presentavano un differente numero
e posizione degli strumenti. In particolare nell’analisi effettuata in
Oklahoma sono stati utilizzati 15 misuratori di pioggia disposti su un’area
di 400 x 800 m2 (Fig. 2.2); i coefficienti di variazione cv(r) per le piogge
cumulate a 5 min, 15 min e 1 ora, sono risultati pari a 1.42, 1.23 e 0.95
rispettivamente.
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