Idrogeologia I - L'acqua nel sottosuolo
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IDROGEOLOGIA I - L'acqua nel sottosuolo

 

L'acqua nel sottosuolo

Le rocce si presentano raramente compatte. La proprietà di contenere spazi vuoti tra gli elementi solidi che le compongono è detta porosità. Essa, quindi, esprime l’attitudine che ha la roccia ad immagazzinare ed a liberare acqua sotterranea. La porosità Pl viene espressa, in percentuale, mediante il rapporto tra il volume dei meati Vp ed il volume totale dell’acquifero Va:

Pl = ( Vp / Va ) 100

Il coefficiente così calcolato rappresenta la porosità totale perché viene preso il considerazione il volume totale dei meati che possono essere occupati dall’acqua. In relazione al valore di p la porosità delle rocce può essere distinte in alta (>15%), media (15%-5%) e bassa (<5%). I meati sono detti capillari se sono sufficientemente stretti da consentire la risalita dell’acqua per capillarità. Si chiamano supercapillari quando sono di dimensioni tali da consentire il passaggio dell’acqua per gravità. Se i meati sono singenetici, cioè si sono formati contemporaneamente alla roccia, si parla di porosità primaria. Questa è tipica dei sedimenti sciolti, nei quali raggiunge i valori massimi. Nelle rocce sciolte o scarsamente consolidate, la porosità primaria è influenzata sia dalla forma che dalla disposizione reciproca dei granuli, la porosità totale massima è 47.64% quella minima è 25.95%.

La porosità secondaria è quella acquisita dalla roccia successivamente alla sua formazione. Può essere dovuta ai processi di deformazione della crosta terrestre o ai processi di degradazione della roccia legata ad effetti termici , all’azione solvente delle acque ecc…

L’igroscopicità è la proprietà che hanno le rocce asciutte di assorbire l’acqua contenuta nell’aria allo stato di vapore, attraverso i micropori dei granuli o degli elementi che le compongono. L’acqua igroscopica forma, attorno ad essi, una prima sottile pellicola non soggetta alla forza di gravità ed inamovibile in condizioni di temperatura e di pressione ordinarie; può essere estratta riscaldando la roccia a 105-110°C.

La capacità di ritenzione è la proprietà che hanno le rocce di trattenere acqua allo stato liquido per fenomeni di adesione e di capillarità. L’adesione fa si che, attorno ad ogni elemento di roccia saturo di acqua igroscopica, si formi un sottilissimo strato di acqua pellicolare che può essere estratta per centrifugazione. Quando è stato soddisfatto il fabbisogno di acqua pellicolare, nei meati sufficientemente stretti si fissa l’acqua capillare anch’essa non soggetta alla forza di gravità. Ciò è dovuto al fenomeno di capillarità, che è legato all’azione combinata delle forze di adesione e di coesione. Se i vuoti capillari disponibili nella roccia sono saturi, si ha l’acqua capillare continua; se i meati sono riempiti solo in parte, si ha l’acqua capillare sospesa. Ogni roccia ha una sua capacità di ritenzione che viene detta capacità idrica di campo (Cr); essa misura il massimo volume d’acqua di ritenzione (igroscopica, capillare e pellicolare) che può essere trattenuto nel volume totale (Vc) della roccia (Va):

Cr = ( Vc / Va ) 100

Se invece di Vc si considera il volume totale (Vr) dell’acqua di ritenzione, contenuta nell’acquifero sottostante, si ottiene il coefficiente di ritenzione o ritenzione specifica R che si esprime con la seguente relazione:

R = ( Vr / Va ) 100

La capacità di assorbimento è la proprietà che hanno le rocce di assorbire acqua fino a saturarsi. In tal caso i vuoti intergranulari vengono anche occupati dall’acqua gratifica che è libera di muoversi a causa della gravità. Il grado di saturazione di un acquifero è espresso dalla seguente relazione:

S = {( Vr + Vg ) / Vp } 100

Dove Vg rappresenta il volume dell’acqua gravifica.

La capacità di percolazione è la proprietà che hanno le rocce di cedere acqua per azione della forza di gravità. Il coefficiente di percolazione o porosità efficace (pe) si esprime con la seguente relazione:

pe = pt – R

Dove pt rappresenta la porosità totale.

La porosità efficace corrisponde al volume dei meati intergranulari comunicanti in rapporto al volume totale della roccia. Rappresenta una porzione molto piccola della porosità totale.

La permeabilità è la proprietà che hanno le rocce di lasciarsi attraversare dall’acqua q uando questa è sottoposta ad un certo carico idraulico. Essa esprime l’attitudine che ha la roccia a far defluire l’acqua sotterranea. Nello studio delle acque sotterranee si fa distinzione fra rocce permeabili e rocce impermeabili, a seconda della facilità con cui le acque penetrano, circolano e si distribuiscono nel sottosuolo.

Nelle cosiddette rocce impermeabili in condizioni naturali di pressione le acque non hanno movimenti percettibili o rilevabili con mezzi normalmente utilizzati in idrogeologia.

Le rocce permeabili sono quelle in cui, nelle condizioni naturali di pressione, le acque si muovono a velocità tale da poter essere utilmente captate.

Si possono distinguere due tipi di permeabilità: per porosità e per fessurazione. La permeabilità per porosità è tipica delle rocce porose le quali contengono numerosi piccoli vuoti intergranulari tra loro comunicanti. La permeabilità per fessurazione è tipica delle rocce fessurate le quali contengono generalmente pochi vuoti costituiti da fessure grandi e piccole.

Il grado di permeabilità può essere espresso sia in termini relativi che assoluti. Nel primo caso si introduce il concetto di permeabilità relativa, con il quale viene indicata la permeabilità apparente.

Essa viene espressa soprattutto in modo qualitativo. La permeabilità assoluta è una proprietà quantizzabile tramite un coefficiente di permeabilità (K).

 

 

I diversi tipi di acque si ripartiscono in diverse zone di umidità secondo uno schema fisso che può presentare varianti in relazione al clima, all’alimentazione ed al tipo di acquifero.

Si possono distinguere due zone di umidità principali: la zona di saturazione dove tutti i meati sono saturi e la zona di aerazione dove circolano aria e acqua nello stesso tempo.

L’acqua che circola nella zona di saturazione è chiamata falda. La superficie che la separa dalla zona di aerazione è detta superficie piezometrica.

Nella zona di aerazione, dove i movimenti dell’acqua hanno una prevalenza verticale, si possono distinguere tre sub-zone: la frangia capillare, la zona di transizione e la zona di evapotraspirazione . La frangia capillare è caratterizzata dalla presenza di acqua capillare continua e sospesa. La zona di transizione, caratterizzata da un coefficiente di saturazione che oscilla intorno al 75%, è posta al di sopra della frangia capillare e non ha alcun legame idraulico con la falda. La zona di evapotraspirazione è quella più superficiale, dove l’acqua che vi penetra può essere riportata nell’atmosfera per l’azione combinata dei fenomeni di evaporazione e di traspirazione.

Per le acque della zona di transizione e di evapotraspirazione, viene comunemente usata la parola di acqua vadosa.

La superficie piezometrica è soggetta a continue variazioni di livello entro una fascia di oscillazione le cui ampiezza varia di anno. Le principali variazioni dovute a cause naturali sono quelle legate alle precipitazioni atmosferiche, alla pressione atmosferica, alle maree, alle variazioni del livello di fiumi e laghi, all’evapotraspirazione e ai terremoti. Le principali variazioni dovute a cause artificiali sono quelle legate all’utilizzazione delle falde, all’irrigazione, all’alimentazione ed alla costruzione di trincee e gallerie drenanti.

Le precipitazioni atmosferiche sono soggette a variazioni di carattere giornaliero, mensile, stagionale e pluriennale che si ripercuotono sui livelli piezometrici perché i quantitativi d’acqua di infiltrazione efficace sono legati all’alimentazione meteorica. Le oscillazioni di livello dipendono dall’equilibrio esistente tra drenaggio e alimentazione.

Oltre le suddette oscillazioni di carattere stagionale, nelle perforazioni se ne osservano altre della durata di poche ore o, al massimo, di qualche giorno. Esse si verificano in occasione di eventi piovosi sufficientemente intensi da rendere momentaneamente saturo lo strato superficiale di terreno; infatti, l’aria intrappolata nella zona di aerazione viene compressa dall’avanzamento del fronte saturo e trasmette un incremento di pressione sulla superficie piezometrica.

Anche le maree hanno una particolare influenza sul livello della piezometrica. La densità dell’acqua di mare è maggiore di quella dell’acqua di falda a causa del minore contenuto salino che caratterizza quest’ultima. Pertanto, se lungo le fasce costiere esse non sono separate da rocce impermeabili, si assiste al fenomeno di galleggiamento dell’acqua dolce sull’acqua salata, lungo una superficie teorica di separazione chiamata interfaccia. Conseguentemente, le variazioni del livello del mare dovute alle maree si ripercuotono sulla falda.

Le acque di infiltrazione efficace sono soggette ad una circolazione sotterranea molto complessa, con percorsi che variano soprattutto in relazione alle caratteristiche idrogeologiche dei diversi acquiferi ed ai loro reciproci rapporti geometrici.

Schematicamente si possono distinguere due tipi di movimenti principali: sub-verticali e suborizzontai. I movimenti sub-orizzontali coincidono con il deflusso della falda e comportano il trasferimento di quantitativi d’acqua, variabili nel tempo, dalle zone di alimentazione a quelle di recapito.

Per azione della gravità l’acqua di falda si sposta, dalle aree di alimentazione a quelle di recapito, secondo percorsi a prevalente componente orizzontale.

A piccola scala è possibile distinguere il movimento dato da una serie di tubicini di flusso, aventi sezione infinitesima, i quali seguono traiettorie diverse all’interno dei meati intercomunicanti della roccia. A grande scala si ha il movimento della corrente idrica che si muove secondo versi e direzioni derivanti dall’insieme di tutte le traiettorie esistenti a livello elementare e, quindi, secondo linee di flusso. Se in un punto qualsiasi della massa liquida, al tempo t, le particelle di un filetto liquido che si succedono hanno la stessa velocità, occupano posizioni identiche e presentano la stessa pressione, la falda si muove in modo permanente. In un acquifero a sezione variabile, dove la corrente idrica si muove in moto permanente, la portata non cambia

Q = S1 v1 = S2 v2

Questa è detta equazione di continuità; si evince, inoltre, che la velocità del liquido varia in proporzione inversa rispetto alla sezione

v1 : v2 = S2 : S1

Se la sezione dell’acquifero è costante e se la velocità delle particelle dei singoli filetti liquidi risulta anch’essa costante nelle diverse sezioni, si ha un caso particolare di moto permanente che viene chiamato moto uniforme.

Se la velocità e pressione risultano variabili si ha il moto vario. Tale moto è quello che in realtà si riscontrano nelle falde. I filetti liquidi sono tagliati ortogonalmente da linee equipotenziali. Filetti liquidi e linee equipotenziali formano un reticolo di deflusso.

L’acqua può defluire in regime laminare o in regime turbolento; se in un filetto d’acqua le particelle che si susseguono in un determinato punto della corrente seguono la stessa direzione, allora il regime sarà laminare; se la velocità aumenta e supera un certo valore, il suddetto filetto prima si attorciglia e poi si disperde provocando un intorbidamento dell’acqua, allora il regime sarà turbolento.

Il canale che consente il movimento per gravità di una corrente idrica, la cui superficie è sottoposta alla pressione atmosferica è chiamato canale a pelo libero; la pendenza del pelo dell’acqua è detta gradiente idraulico. In una condotta in pressione il gradiente idraulico coincide con il gradiente piezometrico, cioè con la pendenza della linea dei carichi piezometrici che congiunge le quote di livellamento dell’acqua in più tubi verticali inseriti in punti qualsiasi della condotta. I tubi piezometrici devono essere aperti in alto, affinché in essi si eserciti la pressione atmosferica ed in modo che il liquido possa risalire all’interno fino ad un’altezza h tale da fare equilibrio alla pressione esistente nella tubazione. Il dislivello piezometrico (Δh) esistente tra due punti qualsiasi della condotta è detto perdita di carico.

Analogamente, la falda che ha la propria superficie sottoposta ovunque alla pressione atmosferica è detta falda freatica; invece, se l’acqua circola tra due strati impermeabili si parla di falda in pressione. Quest’ultima viene chiamata falda artesiana quando l’acqua risale al di sopra del piano di campagna

 

 

Il gradiente idraulico in questo caso coincide con la tangente di α poiché quest’angolo è sempre molto piccolo e per questo si confonde con la tangente:

i = tgα = Δh / l

Ciò giustifica la denominazione di pendenza.

Il gradiente idraulico si identifica con la perdita unitaria di carico dovuta a dissipazione di energia, per viscosità, per attrito lungo le pareti dei meati intergranulari, per variazioni di sezione dell’acquifero e/o dei meati.

Se la roccia che contiene una falda in pressione è delimitata a tetto da un impermeabile, si parla di acquifero confinato. In questo caso il sistema roccia più acqua è sottoposto alla pressione litostatica ed alla pressione atmosferica che vengono equilibrate dalla pressione di poro e dalla pressione intergranulare.

L’acquifero libero è quello che contiene una falda libera, questa sottoposta alla sola pressione atmosferica che viene equilibrata dalla pressione di poro. H Darcy provò sperimentalmente che in un acquifero teorico di sezione S (poroso, continuo, isotropo, omogeneo e poggiante su un substrato impermeabile orizzontale), nel quale la falda defluisce in regime laminare, la portata Q è inversamente proporzionale alla lunghezza dell’acquifero l ed è direttamente proporzionale alla perdita di carico

Q = K S Δh / l

Dove K rappresenta il coefficiente di proporzionalità legato alle caratteristiche dell’acquifero. Per acquifero continuo si intende una roccia caratterizzata da una maglia fitta di vuoti tra loro interconnessi. Lo stesso acquifero di dice omogeneo se le sue caratteristiche fisiche (granulometria) sono costanti nel verso di deflusso delle acque; si dice isotropo se dette caratteristiche sono costanti nelle tre direzioni dello spazio. In caso contrario viene chiamato rispettivamente:discontinuo, eterogeneo ed anisotropo.

La portata unitaria q è la portata per unità di larghezza della sezione drenante:

q = K H i

La portata specifica qs è la portata per unità di sezione drenante:

qs = K i

il coefficiente di proporzionalità K è detto coefficiente di permeabilità; rappresenta la permeabilità assoluta ed ha le dimensioni di una velocità:

K = Q / Si

Quindi il coefficiente di permeabilità può essere definito come il volume d’acqua gratifica che passa nell’unità di tempo, per effetto di un gradiente idraulico unitario, attraverso una sezione unitaria di acquifero ortogonale alla direzione di deflusso della falda.

La trasmissività può essere definita come il volume di acqua gratifica che passa nell’unità di tempo, per effetto di un gradiente idraulico, attraverso una sezione di larghezza unitaria e di altezza pari allo spessore saturo dell’acquifero.