Idrogeologia I - Rilevamento dei dati
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IDROGEOLOGIA I - Rilevamento dei dati idrogeologici di base

 

Rilevamento dei dati idrogeologici di base

 

I dati idrometerorologici di maggiore interesse sono: le precipitazioni, la temperatura dell’aria, la pressione atmosferica, l’umidità dell’aria, l’intensità e la direzione dei venti, l’evaporazione, l’evapotraspirazione, i livelli di falda e le superfici di acqua libera, le portate delle sorgenti e dei corsi d’acqua.

La rilevazione dei dati viene seguita con strumenti a lettura diretta oppure con strumenti registratori. Le apparecchiature di registrazione sono costituite da un sensore collegato meccanicamente o elettricamente ad un braccio mobile con punta scrivente che trasferisce le variazioni su una striscia di carta detta zona. Prima dell’inserimento della zona ed al termine della registrazione è necessario segnare su di essa la data e l’ora. Vi sono anche sistemi di rilevamento centralizzati costituiti fondamentalmente da un certo numero di sensori collegati a delle stazioni periferiche o ad unità centrale, tramite canale telefonico, canale telegrafico o ponte radio. Le apparecchiature per la misura dei vari parametri vengono poste in stazioni metereologiche le quali, a seconda dell’attrezzatura e del servi zio espletato, vengono classificate in stazioni pluviometriche, stazioni termo-pluviometriche e osservatori.

Il raffreddamento dell’atmosfera può provocare la condensazione del vapore acqueo in essa contenuto, sotto forma di minuscole goccioline o di sottilissimi aghi di ghiaccio che restano in sospensione formando le nubi. In particolari condizioni fisiche, attorno a dei nuclei di condensazione, si ha la formazione di gocce d’acqua che cadono sulla superficie terrestre sotto forma di pioggia, ad una velocità generalmente superiore ai 3 metri al secondo. Se la condensazione avviene gradualmente, a temperatura inferiore a 0°C, si ha la formazione di neve; quando lo stesso fenomeno è rapido o le goccioline si trovano in stato di sopraffusione, si ha la formazione di grandine. Ciò premesso, si può definire precipitazione tutta l’acqua atmosferica che raggiunge la superficie terrestre, sia allo stato liquido che allo stato solido.

Le precipitazioni vengono espresse in millimetrici altezza d’acqua o di lama d’acqu a, come se ricadessero e ristagnassero in un piano perfettamente orizzontale. Per ottenere il volume delle precipitazioni Pv cadute su una determinata superficie A, è sufficiente moltiplicare l’estensione di quest’ultima (espressa in m2) per l’altezza d’ac qua Ph espressa in m:

Pv = A Ph

Gli apporti dovuti alla nebbia, alla brina e alla rugiada sono detti precipitazioni occulte. Si tratta di quantitativi d’acqua che vengono assorbiti dal fenomeno di evapotraspirazione, salvo casi particolari come quelli delle regioni ad altitudine elevata e delle regioni desertiche prossime al mare.

La misura delle precipitazioni consiste nella determinazione della quantità d’acqua che cade sul suolo, in un determinato lasso di tempo. Viene eseguita mediante appositi strumenti che, a seconda delle loro caratteristiche, prendono il nome di pluviometri, pluviometri totalizzatori, pluviografi e pluvionivografi.

Il pluviometro è costituito da un serbatoio cilindrico fornito di un coperchio a forma di imbuto, con anello superiore a spigolo, che ha lo scopo di raccogliere le acque di pioggia evitandone l’evaporazione. Sul fondo dello strumento è collocato un rubinetto di scarico per la misura dell’acqua.

Dividendo il volume Vp delle precipitazioni raccolte allo stato liquido per l’a rea Ac della bocca del cilindro, si ottiene l’altezza d’acqua P h.

Ph = Vp / Ac

La bocca di pluviometri utilizzati dal Servizio Idrografico Italiano ha un diametro di 36 cm ed una superficie pari a 1000 cm2 (Ac).

I pluviometri del Servizio Idrografico Italiano vengono istallati con la bocca a m 1,50 dal suolo e, pertanto non danno informazioni sulle precipitazioni occulte. La distanza dello strumento dal suolo è importante perché, a parità di quantità d’acqua caduta, quella raccolta diminuisce di una percentuale oscillante intorno all’1% per ogni metro di maggiore altezza.

L’altezza d’acqua viene attribuita al giorno stesso della misura; questo è detto giorno piovoso se è stata rilevata un’altezza d’acqua uguale o superiore ad un millimetro.

Nelle zone di montagna dove non è possibile accedere giornalmente per effettuare le misure, viene utilizzato un pluviometro totalizzatore che è caratterizzato dalla mancanza del coperchio ad imbuto.

Per evitare l’evaporazione e per consentire la liquefazione delle precipitazioni solide, si introduce preliminarmente una soluzione di olio di vaselina e di cloruro di calcio.

Il pluviografo è costituito da un imbuto raccoglitore con caratteristiche simili a quelle del pluviometro e da un tubo flessibile di adduzione dell’acqua all’apparecchio di registrazione. Il tipo più comune di registratore è quello a vaschetta oscillante. La precipitazione allo stato liquido viene convogliata verso una bilancina costituita da due vaschette che vengono alternativamente riempite d’acqua, provocando l’oscillazione di un giogo. Questo movimento viene trasmesso ad un braccio scrivente su carta diagrammata posta su un tamburo ruotante.

Nei modelli in uso presso il Servizio Idrografico Italiano, ogni oscillazione della bilancina corrisponde a 20 grammi di acqua e, pertanto, ogni scatto del pennino rappresenta 0,2 mm di precipitazione.

Si dice altezza mensile e altezza annua di precipitazione, in una stazione, la somma delle altezze giornaliere osservate rispettivamente nel corso del mese e dell’anno. Per regime pluviometrico si intende la distribuzione delle precipitazioni nei diversi mesi dell’anno.

In Italia predomina il regime marittimo, che è caratterizzato da un periodo di piena compreso fra ottobre e marzo e da un periodo di magra compreso fra aprile e settembre. Il regime continentale, limitato a poche zone della catena alpina, presenta le punte massime di precipitazione tra giugno e agosto ed i valori minimi tra gennaio e febbraio. C’è poi un regime sub -litoraneo, di transizione tra i due precedenti, che è caratterizzato da due periodi di forti piogge e due di piogge scarse. In quest’ultimo regime è possibile distinguere un sottotipo appenninico (con il massimo autunnale più accentuato di quello primaverile e con il mino estivo più accentuato di quello invernale) ed un sottotipo alpino con caratteristiche inverse.

Si dice anno medio quello costituito dalle altezze di pioggia mensili medie riferite ad almeno un trentennio. Per anno idrologico si intende l’intervallo di tempo compreso tra due pe riodi consecutivi di magra. E’ evidente che, se non ci si riferisce a quello medio, la sua durata può variare da un anno all’altro .

Si è detto in precedenza che l’infiltrazione è il fenomeno per il quale le acque di precipitazione penetrano nel sottosuolo, grazie alla capacità di assorbimento ed alla permeabilità della roccia. E’ stato pure osservato che le stesse acque possono alimentare l’acquifero infiltrandosi sia direttamente (infiltrazione diretta) che dopo aver effettuato un percorso in superficie (infiltrazione indiretta).

L’infiltrazione diretta attraverso la superficie del suolo può essere misurata per mezzo di apposite attrezzature dette lisimetri. Gli stessi lisimetri sono utilizzati per valutare i quantitativi d’acqua che vengono sottratti all’infiltrazione efficace, a causa del fenomeno di evapotraspirazione. I quantitativi d’acqua che scorrono in superficie, senza essere interessati dai fenomeni di infiltrazione e di evapotraspirazione vengono misurate per mezzo di parcelle di ruscellamento.

Il lisimetri è un’istallazione sperimentale che isola idraulicamente un certo volume di suolo e di sottosuolo, posto a coltura o non. La roccia in esso contenuta può essere quella in posto o una sperimentale. Esistono vari tipi di lisimetri, tra i quali si ricordano quelli a drenaggio (figura01), a livello costante ed a pesata.

La loro forma può essere quadrata, rettangolare o circolare. La profondità varia da 1 a 3metri, mentre la superficie è sempre maggiore di 1 m2 . La stazione lisimetrica è generalmente costituita da una batteria di lisimetri, uno dei quali può presentare il suolo nudo mentre gli altri possono avere diversi tipi di vegetazione. Durante la costruzione è necessario rispettare le condizioni naturali del suolo e del sottosuolo al fine di non modificare i valori di permeabilità e porosità.

Figura 01

 

Il lisimetri a drenaggio (figura 01) è costituito essenzialmente da una vasca contenete una roccia porosa.le cui acque di infiltrazione vengono convogliate verso un recipiente di misura ubicato lateralmente. Con la suddetta apparecchiatura si misura direttamente il volume dell’infiltrazione efficace massima IM ; questo viene poi trasformato in millimetri di altezza d’acqua I tenendo conto dell’estensione della superficie assorbente Aa:

I = IM / Aa

L’infiltrazione è quella massima perché la superficie orizzontale ed il bordo sporgente della vasca rendono nullo il ruscellamento superficiale.

L’evapotraspirazione reale E r viene calcolata per differenza:

Er = P – (I ± Δr)

Dove:

P = precipitazioni in mm, relative ad un determinato intervallo di tempo;

I = infiltrazione efficace massima in mm, riferita allo stesso intervallo di tempo;

Δr =variazione del contenuto d’acqua di ritenzione nell’acquifero lisimetrica i n mm, riferita allo

stesso lasso di tempo.

Le precipitazioni P vengono misurate con un pluviografo, il termine P può essere trascurato se le osservazioni si riferiscono ad un tempo relativamente lungo.

Nel lisimetri a livello costante, il livello dell’acqua viene mantenuto a circa 0,8 – 1,0 m di profondità mediante sottrazione o aggiunta di acqua con un dispositivo automatico. Anche in questo caso viene calcolato il valore di IM ma, contrariamente a quanto osservato per il precedente lisimetri, si ottiene il valore dell’evapotraspirazione potenziale E p e non di quella reale; infatti il tenore di umidità del suolo viene mantenuto costantemente intorno ad un valore prossimo a quello della capacità di campo (cap.3)

Ep = P – (I ± Δr)

Per ottenere dati sufficientemente indicativi sull’evaporazione potenziale vengono utilizzati strumenti di vario tipo, detti evaporimetri.

L’evaporimetro di Wild è costituito da un piatto di 250 cm2 di superficie, fornito di dispositivo a bilancia che registra la quantità di acqua evaporata.

L’evaporimetro di Piche è costituito essenzialmente da un tubo cilindrico graduato del diametro di 15 mm. Viene riempito di acqua distillata e la sua apertura viene chiusa con un disco di carta che rimanendo costantemente imbibito di acqua , costituisce la superficie evaporante. L’abbassamento del livello consente di misurare l’evaporazione in mm; le letture vengono eseguite ogni 24 ore. In condizioni di disponibilità illimitata di acqua, l’evaporazione viene valuta con maggiore precisione utilizzando le vasche evaporimetriche. Queste hanno pareti e fondo impermeabili e sono caratterizzate da una migliore inerzia termica rispetto agli evaporimetri precedenti. Le osservazioni vengono eseguite mediante lettura diretta dei livelli in pozzetti di calme muniti di idrometro con vite micrometrica, oppure per aggiunta di volumi d’acqua fino ad un livello fisso. La vasca evaporimetrica più diffusa in campo internazionale è quella a forma circolare, tipo Class A. viene ubicata fuori terra a15 cm dal suolo. Pure molto usata è la vasca tipo Colorado la quale, caratterizzata da una superficie evaporante di 1 m2, viene interrata lasciando un margine fuori terra di 10 cm.

Le aliquote di acqua di ruscellamento superficiale vengono misurate con apposite parcelle di ruscellamento, costituite essenzialmente da circa 100 m2 di terreno avente i caratteri idrogeologici, litologici, di esposizione, di pendenza, di vegetazione tipici del bacino di cui fanno parte . intorno viene costituito un canale di drenaggio. Le acque che cadono all’interno sono convogliate in una vasca di raccolta dove vengono misurate. I volumi di precipitazione vengono misurati da un pluviografo posto nelle immediate vicinanze.

Le misure di falda vanno riferite ad un caposaldo che si fa coincidere quasi sempre con il boccaforo, cioè con il margine superiore della tubazione di rivestimento dei pozzi o dei piezometri.

Si chiama regime dei livelli di falda la distribuzione delle variazioni di livello, rispetto ad un determinato caposaldo, nei diversi mesi dell’anno. Ai fini dello studio e dell’utilizzazione delle acque sotterranee sono importanti le oscillazioni di livello dovute alle precipitazioni, infatti, nelle stagioni piovose, le acque meteoriche ricaricano la falda, inteso come andamento dei livelli piezometrici nel corso dell’anno per effetto della variazione dei volumi d’acqua disponibili, dipende direttamente dal regime pluviometrico. L’anno medio è costituito dalle altezze piezometriche medie riferite ad almeno 10 – 15 anni di misure sistematiche.

Per portata di una sorgente o di un corso d’acqua si intende il volume di acqua che passa, in una determinata sezione, nell’unità di tempo. Viene generalmente espressa in litri al secondo (l/s) o in metri cubo al secondo (m3/s).

Il metodo volumetrico è uno dei più semplici per il calcolo delle portate Q; infatti sono sufficienti un recipiente di capacità determinata V ed un cronometro con il quale viene misurato il tempo t di riempimento:

Q = V / t

Questo metodo viene generalmente utilizzato per piccole sorgenti e soltanto quando è possibile inserire velocemente, sotto il getto d’acqua, un secchio o un sacchetto impermeabile. Le misure di portata dei corsi d’acqua vengono di norma eseguite con il mulinello idrometrico, il quale è costituito essenzialmente da un corpo fisso avente forma aerodinamica e da un’elica molto sensibile. Quest’ultima viene fatta ruotare dalla corrente e, ad ogni giro o ad ogni mezzo giro, aziona un contatto il cui segnale viene rilevato da un contatore a batterie sincronizzato con un cronometro. Si calcola il numero di giri dell’elica per unità di tempo e da esso si risale alla velocità dell’acqua nel punto di misura.

La relazione che lega la velocità della corrente v al numero di giri dell’elica al secondo n è del tipo:

v = αn + βn + γ

dove:

α  = passo geometrico dell’elica;

β, γ = coefficienti che tengono conto degli attriti .

Le misure devono essere eseguite preferenzialmente immergendo lo strumento nell’acqua mediante aste rigide cha vanno tenute perfettamente verticali. Detto supporto, essendo graduato in centimetri, decimetri e metri, consente di rilevare anche la profondità del fondo alveo e la posizione dei vari punti di misura rispetto al pelo libero dell’acqua.

Per effettuare il calcolo della portata Q di un corso d’acqua è necessario conoscere la velocità media vm della corrente e l’area della sezione di misura S:

Q = S vm

Al fine di ottenere entrambi i parametri con sufficiente approssimazione, si eseguono misure col mulinello in più punti dei quali vengono rilevate le coordinate. Le verticali di misura sono più fitte verso i margini della sezione, perché la velocità è massima al centro e tende a diminuire verso le sponde (in modo non lineare) secondo l’andamento delle curve che uniscono i punti di eguale velocità (isotachie). Lungo una stessa verticale, la velocità è minima sul fondo ed è massimo poco sotto il pelo libero dell’acqua; su quest’ultimo si esercita l’azione frenante dovuta all’attrito con l’atmosfera.

Il valore medio della velocità lungo ogni verticale vmn lo si riscontra approssimativamente ad una profondità pari a 0,6 h.

La velocità di fondo vfn è pari a:

vfn = (0,6 – 0,9) vmn

il calcolo della portata di un canale o di un corso d’acqua si può eseguire costruendo il cosiddetto solido di portata nel modo che segue.

Con l’espressione: v = 0,2450 n + 0,008 si calcolano le velocità nei vari punti di misura.

Successivamente, da ogni punto si traccia, normalmente al piano della sezione, un segmento proporzionale al valore della velocità. Riunendo gli estremi dei segmenti si ottengono i diagrammi della velocità.

Poi si misurano (con il planimetro) le aree dei singoli diagrammi. I valori ottenuti (in m2 /s) vengono utilizzati per costruire il diagramma delle aree tracciando, in corrispondenza delle singole verticali, segmenti proporzionali alle aree stesse e perpendicolari alla sezione.

L’area di quest’ultimo diagramma, delimitato dalla spezzata che congiunge gli estremi dei vari segmenti (profilo di corrente), corrisponde alla portata del corso d’acqua nella sezione considerata (in m3 /s).

Oltre che col mulinello idrometrico, le misure di velocità possono essere eseguite con il tubo Pilot che è costituito essenzialmente da un tubo piegato ad angolo retto. Se una delle estremità (chiamata presa dinamica) viene immersa nella corrente, nell’altro ramo l’acqua risale di una certa altezza Δh sulla superficie piezometrica; la velocità v nel punto di misura è data da:

v = C √2g Δh

dove:

g = accelerazione gravitazionale9,81 m/s2;

C = coefficiente caratteristico dello strumento (di solito = 1);

Δh = differenza tra la quota dell’energia totale e la quota piezometrica.

Il tubo di Pilot è utilizzato meno frequentemente del mulinello.

Nei fiumi con grandi portate e negli alvei con sezioni molto irregolari viene utilizzato anche il metodo delle soluzioni titolate, che consiste nell’immissione di una soluzione di cloruro di sodio con una portata costante. A valle, dove si è certi che essa si è diffusa uniformemente nella massa d’acqua, si eseguono più prelievi di campioni della nuova soluzione. La soluzione stessa risulta tanto più diluita, rispetto a quella immessa, quando maggiore è la portata del corso d’acqua. In altri termini si ha:

C0 Q0 = C (Q0 + Q)

Dove :

C0 = concentrazione della soluzione immessa nel corso d’acqua;

Q0 = portata della soluzione immessa nel corso d’acqua ;

C = concentrazione della soluzione nel punto di prelievo;

Q = portata del corso d’acqua.

Poiché Q0 è generalmente trascurabile rispetto a Q diventa:

C0 Q0 = C Q

da cui :

Q = ( C0 / C ) Q0

Con i metodi e gli strumenti fin qui descritti è possibile misurare soltanto le portate istantanee di canali, sorgenti e corsi d’acqua. Per ottenere misure continue è necessaria l’utilizzazione combinata di idrometrografo e mulinello idrometrico. In tal caso, le portate istantanee e le corrispondenti altezze idrometriche vengono riportate su un piano cartesiano. Poi si traccia graficamente la curva di deflusso, dalla quale è possibile ricostruire le portate corrispondenti alle singole altezze idrometriche rilevate in continuo per mezzo dell’idrometrografo.

All’interno delle opere di captazione delle sorgenti, la portata viene spesso misurata con lo stramazzo Bazin, che è costituito da una traversa che interessa tutta la larghezza del canale adduttore a sezione rettangolare. Esso termina con una soglia orizzontale di piccolo spessore oppure con una parete tagliata a spigolo vivo.

La portata mensile di una sorgente è data dalla media aritmetica delle portate giornaliere, mentre la portata annua corrisponde alla media aritmetica delle portate mensili. La portata media mensile risulta dalla media delle portate, riferite allo stesso mese, per almeno 10-15 anni; l’insieme delle portate medie mensili costituisce l’anno medio sia esso idrologico o solare. La portata media annua si calcola mediante la media aritmetica delle portate annue riferite ad un lungo periodo di tempo.

Si dice portata specifica Qs generalmente espressa in l/s Km2, il rapporto tra la portata media annua Qm e l’area A del bacino di alimentazione della sorgente:

Qs = Qm / A

Il regime delle sorgenti è condizionato dall’infiltrazione efficace e, quindi, dalle precipitazioni. Tra la caduta di queste ultime e le ripercussioni sulle portate sorgive esiste un certo tempo di risposta dell’acquifero che, a parità di altre condizioni, può variare in relazione alle caratteristiche idrogeologiche della roccia serbatoio.

Il regime di un corso d’acqua, in una determinata sezione di interesse, è dato dalla distribuzione delle portate nel corso dell’anno. La variabilità dei deflussi dipende da numerosi fattori tra i quali si ricorda il regime pluviometrico, la morfologia del bacino imbrifero, la vegetazione, il clima, la permeabilità delle rocce, la struttura idrogeologica.