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Distribuzione dell’acqua sulla Terra. P = d + e + r dove: P = apporti (precipitazioni) d = deflussi e = evaporazioni r = acqua “immagazzinata” Il ciclo.

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Presentazione sul tema: "Distribuzione dell’acqua sulla Terra. P = d + e + r dove: P = apporti (precipitazioni) d = deflussi e = evaporazioni r = acqua “immagazzinata” Il ciclo."— Transcript della presentazione:

1 Distribuzione dell’acqua sulla Terra

2 P = d + e + r dove: P = apporti (precipitazioni) d = deflussi e = evaporazioni r = acqua “immagazzinata” Il ciclo dell’acqua: l’equazione del bilancio idrico

3 Il ciclo dell’acqua

4 Le precipitazioni (P) si definiscono come i quantitativi di acqua che, allo stato liquido o solido, cadono in un bacino idrografico. La misura delle precipitazioni viene espressa in mm: rappresentano un volume di acqua che cade su una data superficie in un determinato intervallo di tempo. - Precipitazioni manifeste (pioggia, grandine, neve), - Precipitazioni “occulte” (condensazione di umidità atmosferica). Precipitazioni annue che cadono in un bacino (dati storici per 26 anni). Gli apporti: afflussi idrici o precipitazioni

5 Isoiete mensili di Agosto 1995 (Servizio Idrografico e Mareografico Nazionale) Isoiete Le zone terrestri ad uguali livelli di precipitazioni possono essere rappresentate su una carta topografica: le linee che uniscono i punti con uguale altezza di pioggia si chiamano “Isoiete”.

6 Isoiete delle precipitazioni cumulate nelle 72 ore (alluvione Piemonte 11/1994) Isoiete

7 Dati climatici (temperatura e piovosità) di un bacino idrografico. a - condizioni aride b - semiaride c - semiumide d - umide f - freddo-aride h - nivali Zone climatiche

8 Variazioni delle precipitazioni mensili (rispetto alla precipitazione media) in un bacino idrografico. Variabilità delle precipitazioni

9 Le precipitazioni che giungono al suolo si distribuiscono in concavità della superficie terrestre che vengono denominate bacini idrografici. Un bacino idrografico è delimitato da linee di displuvio o spartiacque, ricadenti lungo la sommità dei rilievi e comprende le linee di compluvio, decorrenti lungo i punti più depressi del fondovalle. I bacini idrografici possono essere: esoreici = hanno deflusso verso il mare, endoreici = sono privi di deflusso verso il mare Bacini idrografici

10 Esempio: bacino idrografico del Tagliamento Superficie del bacino = 2293 kmq

11 Analisi di qualità delle acque in più bacini idrografici (esoreici) scolanti nella Laguna di Venezia

12 L’evaporazione si verifica da acque superficiali (mare, laghi, fiumi, …) per sublimazione da ghiacciai e nevai, direttamente dall’acqua di pioggia, dal suolo per spessori di alcuni centimetri, per traspirazione dalla copertura vegetale. L’evaporazione dipende da: -superficie evaporante, -deficit igrometrico (differenza tra la tensione di vapore satura e la tensione di vapore dell’aria nell’area) - temperatura (dell’acqua e dell’area) - pressione atmosferica - regime eolico La traspirazione è un fenomeno legato all’attività biologica delle piante e dipende dal tipo di vegetazione e dall’umidità del suolo. L’insieme dei due fenomeni di evaporazione e traspirazione prende il nome di evapo- traspirazione. Evaporazione

13 La corrivazione delle acque è il processo di trasferimento delle acque di afflusso meteorico dal punto di caduta ai collettori elementari e successivamente ai corsi d’acqua di ordine sempre maggiore fino ad un bacino di raccolta. Il tempo di corrivazione è il tempo impiegato dalle acque per raggiungere dal punto di caduta una sezione limitante un bacino di raccolta. Il coefficiente di deflusso è il rapporto tra i mm di acqua defluita e i mm di precipitazioni. La portata specifica è il rapporto tra la portata media e la superficie del bacino. Il coefficiente di drenaggio è il rapporto tra la lunghezza totale dei corsi d’acqua e la superficie del bacino. Deflussi superficiali Il deflusso delle acque superficiali nel bacino idrografico si misura in volume d’acqua che attraversa nell’unità di tempo una data sezione dell’asta fluviale (quindi non è altro che una portata fluviale). La successione delle portate fluviali durante l’anno permette di stabilire i regimi dei corsi d’acqua. Deflussi superficiali

14 Esempio: dati di deflusso per il bacino idrografico del Tagliamento Dati caratteristici del fiume Superficie del bacino = 2293 km 2 Lunghezza del corso = 158 km Piovosità media = 2052 mm/anno Portata media (Pinzano) = 92,5 m 3 /s Portata media alla foce = 70 m 3 /s Portata specifica = 92,5/2293 = 40,3 l/s.km 2 Acqua deflusso = 92,5*3600*24*365 = m 3 /anno   mm = / = 1,27 m * 1000 = 1270 mm Coeff. deflusso = 1270/2052 = 0,62 (62%)

15 L’infiltrazione è il movimento dell’acqua dalla superficie del terreno verso l’interno. Dipende dai pori del terreno e dalle soluzioni di continuità che affiorano all’esterno di un corpo roccioso o di un suolo. L’acqua nel terreno Il terreno non è costituito solo da parti solide, ma anche da vuoti in misura variabile, rappresentati prevalentemente da spazi intergranulari. L’acqua si trova in questi spazi intergranulari, e può essere: -acqua di ritenzione (pellicolare e di adsorbimento): le molecole d’acqua sono legate ai micropori del terreno grazie alle loro caratteristiche di bipolarità. La quantità di acqua di ritenzione è inversamente proporzionale alla granulometria del terreno. Non è soggetta alla forza di gravità e non trasmette pressione al terreno. - acqua capillare: è l’acqua che si trova negli spazi intergranulari più stretti, mantenuta dalla tensione superficiale. E’ soggetta alla forza di gravità e trasmette la pressione idrostatica solo se riempie totalmente gli spazi intergranulari (es. nelle falde o immediatamente sopra esse). - acqua libera gravifica: gli spazi vuoti liberi possono ospitare l’acqua gravifica, che è soggetta alla forza di gravità. Deflussi sotterranei

16 Acqua capillare Mantenuta dalla tensione superficiale, soggetta alla gravità, soggetta a pressione solo se riempie completamente i pori Acqua pellicolare e di adsorbimento Mantenuta dalla carica polare, non soggetta a gravità, non trasmette pressione Particelle solide di terreno Acqua libera (gravifica) Riempie gli spazi liberi, soggetta a gravità Spazi liberi intergranulari Riempiti di aria o acqua L’acqua nel terreno La porosità totale è l’insieme degli spazi vuoti presenti nel terreno (o in una roccia). Si misura in % rispetto al volume totale. La permeabilità è l’attitudine del terreno (o di una roccia) a lasciarsi attraversare dall’acqua. Il coefficiente di permeabilità si misura in cm/s.

17 Le acque infiltrate nel terreno compiono uno spostamento verticale, fino a che l’acqua non incontra uno strato impermeabile. A questo punto l’acqua inizia a saturare il terreno, dal basso verso l’alto. Il limite superiore della zona di saturazione si chiama superficie piezometrica. L’acqua immediatamente sopra la superficie piezometrica, in funzione dei pori del terreno, può risalire (risalita capillare). Questo si verifica soprattutto nei limi e nelle argille (terreni a particelle piccole e pori piccoli), mentre non avviene nelle sabbie e nelle ghiaie (terreni grossolani). Al di sotto della superficie piezometrica, cioè nella zona satura, l’acqua si sposta sotto l’azione della forza di gravità secondo linee con prevalenti componenti orizzontali (come fosse un liquido libero in un mezzo permeabile). Strato impermeabile Movimenti orizzontali Risalita capillare Infiltrazione Acqua superficiale Superficie piezometrica Movimento delle acque sotterranee

18 Le strutture idrogeologiche sono insiemi rocciosi che hanno caratteristiche litologiche e strutturali tali da consentire l’accumulo di acqua sotterranea in movimento per gravità. Le strutture idrogeologiche si distinguono in: -acquiferi: ammassi saturi entro cui l’acqua si muove velocemente. Sono le strutture più convenientemente sfruttabili, -acquitardi: hanno permeabilità più ridotta, -acquicludi: sono rocce a granulometria finissima, l’acqua si muove a velocità ridotta e non sono in grado di fornire acqua sufficiente in tempo utile (praticamente “terreni impermeabili”). Strutture idrogeologiche

19 Rocce impermeabili Acquiclude inferiore Acquiclude superiore Acquifero freatico superiore Acquifero artesiano Ricarica acquifero artesiano Pozzo artesiano (necessita pompa di prelievo) Pozzo freatico (necessita pompa di prelievo) Pozzo artesiano (naturale) Sorgente superficiale Acqua superficiale

20 Falda freatica La falda freatica si forma in una struttura idrogeologica costituita da uno strato permeabile (acquifero) che poggia su uno strato impermeabile (acquiclude). L’acqua riempie i vuoti del mezzo permeabile fino alla superficie piezometrica, che è in ogni punto in equilibrio con la pressione atmosferica. Falda acquifera libera Quando l’acqua si muove in acquiferi formati da rocce fessurate, fortemente permeabili.

21 Falda sospesa Quando la struttura idrogeologica è costituita da un susseguirsi di orizzonti permeabili, a ridotta permeabilità ed impermeabili possono formarsi delle falde sospese, secondarie. Acquifero Superficie piezometrica della falda sospesa Acquiclude Falda freatica principale Superficie piezometrica della falda freatica

22 Falda acquifera in pressione Quando uno strato permeabile, dove è presente la falda, è racchiuso tra due strati impermeabili ed in qualsiasi punto la pressione idrostatica è superiore alla pressione atmosferica.

23 Falda acquifera artesiana Quando la superficie piezometrica di una falda in pressione esce a livello del piano campagna. Acquiclude Acquifero Falda in pressione Falda acquifera artesiana (risorgiva) Superficie piezometrica Piano medio campagna Pozzi artesiani

24 Nelle zone costiere si instaura un equilibrio idrostatico tra acqua dolce di falda e acqua salata di invasione continentale. Lungo la fascia costiera, in presenza di rocce sufficientemente permeabili, l’acqua di mare può penetrare nelle rocce, fino anche a estendersi per aree piuttosto ampie. In questi casi, l’acqua dolce di falda, essendo di densità inferiore, tende a “galleggiare” sull’acqua marina di invasione. Strutture idrogeologiche in zone costiere Spesso, comunque, non vi è una superficie netta di separazione tra acqua dolce e salata, ma esistono zone di transizione o diffusione di spessore variabile in funzione delle diverse condizioni idrogeologiche e idrodinamiche.

25 In prima approssimazione, comunque, è possibile calcolare la profondità del confine di separazione tra acqua dolce e acqua salata conoscendo la quota rispetto al livello del mare della superficie piezometrica della falda dolce e le rispettive densità dell’acqua. Vale, infatti la seguente relazione: ZS =profondità dello strato di acqua dolce al di sotto del livello mare (ovvero, superficie piezometrica della falda d’acqua salata di invasione), ZW =profondità dello strato di acqua dolce al di sopra del livello mare (ovvero, superficie piezometrica della falda d’acqua dolce), DS, DW =densità dell’acqua salata e dolce, rispettivamente.

26 Considerando per l’acqua dolce una densità pari a 1,000 e per l’acqua salata una densità di 1,025, la relazione diventa: Da questo principio deriva che per ogni metro di profondità della falda acquifera (calcolato al di sopra del livello del mare), sono presenti ben 40 metri (1 / 0,025) di acqua dolce prima di incontrare l’acqua salata. Nelle piccole isole coralline o comunque costituite da terreni sufficientemente porosi, tuttavia, il prelievo dell’acqua dolce dai pozzi di perforazione deve essere eseguito con cautela, perchè l’emungimento dell’acqua può portare ad un sollevamento della zona di transizione tra acqua dolce e salata, fino ad un eventuale inquinamento del pozzo con acqua salmastra.


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