L’infiltrazione LM-75: 2016/2017 SCIENZE E TECNOLOGIE PER L’AMBIENTE E IL TERRITORIO L’infiltrazione Prof. Micòl Mastrocicco E-mail: micol.mastrocicco@unina2.it Tel: 0823 274609 Cell: 349 3649354

Il bilancio idrologico Il volume d’acqua precipitato su un bacino idrologico forma gli AFFLUSSI, mentre il volume che esce dal bacino idrografico (deflusso superficiale) e/o dal bacino idrogeologico (deflusso ipodermico e deflusso di falda) forma il DEFLUSSO. I due volumi non coincido poiché parte delle precipitazioni evaporano tornando in atmosfera. L’equazione del bilancio di massa che esprime il bilancio idrologico è: 𝜹𝑺 𝜹𝒕 =𝑨−𝑸 Equazione del bilancio idrologico P + Qin - Qout + Q𝐠 − 𝐄𝐬 −𝐄𝐓 −𝐈=δ𝐒𝐬 Equazione del bilancio idrogeologico I + Gin - Gout - Q𝐠 =δ𝐒𝐠

I deflussi Le componenti del deflusso in funzione della rapidità di risposta all’evento meteorico sono: Quindi una volta tolta l’evapotraspirazione ed ottenuto la precipitazione efficace, per calcolare il deflusso superficiale è necessario sottrarre l’infiltrazione, che a sua volta genere i deflussi sottosuperficiali e sotterranei. Deflusso superficiale per superamento della capacità di infiltrazione in terreni non saturi Precipitazioni intense Deflusso superficiale su terreni saturi Deflusso di ritorno per venuta a giorno del deflusso sottosuperficiale (interflow o throughflow) Precipitazioni a media intensità Deflusso saturo sottosuperficiale Deflusso non saturo sottosuperficiale Precipitazioni a debole intensità Deflusso sotterraneo

Tutto ciò che favorisce l’infiltrazione sfavorisce il ruscellamento! L’infiltrazione è il movimento dell’acqua attraverso il suolo. La capacità di infiltrazione è la massima quantità di acqua che può infiltrare in un terreno in un dato intervallo di tempo mentre la velocità di infiltrazione è la quantità d’acqua che penetra nel terreno nell’unità di tempo. La capacità di infiltrazione varia da terreno a terreno e può variane nel tempo anche per un dato terreno, in funzione di: tipo di precipitazione (l’intensità); inclinazione del versante; giacitura porosità; fratture; profilo verticale del contenuto d’acqua; compattazione del terreno superficiale; coltivazione e/o uso suolo (tipo, metodo, macchinari, etc); dispersione di particelle fini sulla superficie del terreno; chiusura dei pori da parte di argille rigonfianti; presenza di humus; vegetazione; azione animale; Tutto ciò che favorisce l’infiltrazione sfavorisce il ruscellamento!

Intensità di pioggia

Inclinazione del versante e giacitura

Porosità e fratture

Profili verticale del contenuto d’acqua Questa zona si può saturare dopo un evento piovoso

Compattazione e uso del suolo

Trasporto solido, argilla e humus Bentonite mask

Bioturbazione

L’infiltrazione nel non saturo (infiltration & percolation) Il processo di infiltrazione inizia nel momento in cui la particella d’acqua attraversa la superficie del suolo (piano campagna: p.c.), da qui si propaga nel terreno che in genere ha un contenuto idrico maggiore via via che ci si allontana dal p.c., fino ad arrivare ad un fronte bagnato che avanza con superficie irregolare (fronte umido). Al di sotto del fronte umido si può avere un’altra zona di areazione o si può sviluppare una zona satura. Quando il processo di infiltrazione supera la zona di influenza dell’evapotraspirazione, si parla di «percolazione». Andamento temporale della saturazione in acqua nel sottosuolo insaturo dopo un evento di precipitazione

Caratteristiche fisiche ed idrodinamiche PARAMETRO FORMULA ITALIANO INGLESE Densità, peso di volume Density, specific weight =W/V (g/cm3) Peso specifico secco Dry bulk density, dry specific weight d=Ws/V (g/cm3) Peso specifico del solido Particle density, specific weight of solids s=Ws/Vs (g/cm3) Porosità Porosity n=Vv/V (-) n=e/(1+e) Porosità efficace Effective porosity ne=Vve/V (-) Indice dei vuoti Void ratio e=Vv/Vs (-) e=n/(1-n) Contenuto d’umidità Moisture content θ=Ww/Ws (-) Grado di saturazione Saturation index Si=Vw/Vv (-) Le prime riguardano le proprietà intrinseche delle rocce e dei terreni, dell’acqua e dei gas tra essi ospitati. Le seconde riguardano le proprietà che governano il movimento dell’acqua tra la matrice solida Granulometria Parametri fisici Potenziale idrico Costanti idrologiche

Granulometria È una proprietà fisica del terreno che lo identifica in base alla composizione percentuale delle sue particelle solide distinte per classi granulometriche. Questa proprietà è importante per lo studio dei suoli e del terreno in quanto ne condiziona sensibilmente le proprietà fisico-meccaniche e chimiche con riflessi sulla dinamica dell'acqua e dell'aria. A prescindere dai diversi schemi di classificazione, le frazioni granulometriche del terreno si distinguono in grossolana (sabbia e scheletro), fine (limo) e finissima (argilla); sabbia, limo e argilla costituiscono la cosiddetta terra fine. Esistono delle leggere differenze nella definizione dei limiti delle classi delle particelle componenti la terra fine in un suolo, una delle classificazioni più diffusa è quella del USDA (Dipartimento dell'Agricoltura degli Stati Uniti), ripresa da Wentworth (1922). http://pubs.usgs.gov/of/2003/of03-001/htmldocs/nomenclature.htm

TRIANGOLO DI SHEPARD (1954) argilla, Ø < 2 μm limo, 2 μm < Ø < 50 μm sabbia, 50 μm < Ø < 2 mm Questa classe viene suddivisa in: S molto fine, 50 μm < Ø < 100 μm S fine, 100 μm < Ø < 250 μm S media, 250 μm < Ø < 500 μm S grossa, 500 μm < Ø < 1 mm S molto grossa, 1 mm < Ø < 2 mm Oltre i 2 mm di diametro si parla di scheletro TRIANGOLO DI SHEPARD (1954)

Parametri fisici del sistema trifase Peso di volume (peso specifico apparente o naturale) = rapporto tra il peso ed il volume; γ = W / V Peso secco = rapporto tra il peso del terreno asciutto ed il volume totale; γd = Ws / V Peso specifico del solido = rapporto tra peso del solido e volume del solido; γs = Ws / Vs Porosità = rapporto tra volume dei vuoti e volume totale; n = Vv / V Indice dei vuoti = rapporto tra volume dei vuoti e volume del solido; e = Vv / Vs; e = n/1-n Contenuto di umidità = rapporto tra peso dell'acqua e quello del solido; θ = Ww / Ws Grado di saturazione = rapporto tra volume di acqua e volume dei vuoti; Si = Vw / Vv Porosità efficace= rapporto tra volume dei vuoti in comunicazione e volume totale; ne = Ve/V

Porosità La definisce il volume degli spazi vuoti (e quindi occupabili dall’acqua!) presenti in una roccia o in un terreno. La porosità è definita come il rapporto fra il volume dei vuoti e il volume totale di un dato terreno. La porosità può essere espressa anche in funzione di γs e γd: La porosità, in teoria, può variare da 0 ad 1. Il valore 0 corrisponderebbe ad un terreno assolutamente privo di pori, cioè costituito unicamente dalla frazione solida, e il valore 1 corrisponderebbe al caso di un terreno costituito unicamente da pori. Viene definito indice dei vuoti, il rapporto fra il volume dei vuoti di un campione di terreno e il volume della frazione solida del medesimo campione.

Porosità efficace (o cinematica) Gli spazi vuoti di un terreno possono essere suddivisi in 3 categorie: spazi vuoti fra di loro intercomunicanti e di dimensioni sufficientemente grandi da consentire la libera circolazione dell'acqua; spazi vuoti fra di loro intercomunicanti ma di dimensioni così piccole da non poter essere attraversati dall'acqua; spazi vuoti fra di loro non intercomunicanti. Anche se in maniera meno netta questa suddivisione vale anche per rocce fratturate (es: arenarie)

n=ne+Sr Per lo studio dell’infiltrazione risulta importante quantificare la frazione dei pori nei quali l'acqua può circolare (porosità efficace). Viene definito porosità efficace (ne), il rapporto fra il volume d'acqua rilasciato per gravità da un campione di terreno o di roccia perfettamente saturo e il volume totale del campione. La ritenzione specifica (Sr) viene invece definita come il rapporto fra il volume d'acqua trattenuto da un campione di terreno saturo dopo aver operato un drenaggio per gravità e il volume totale del campione (è il complementare della porosità efficace). La porosità totale (n) è data quindi dalla somma fra la porosità efficace e la ritenzione specifica.

Fattori che influiscono sulla porosità Forma dei grani (che determina forma e dimensione dei pori); l’irregolarità diminuisce la porosità b) Dimensione dei grani; l’uniformità aumenta la porosità

Fattori che influiscono sulla porosità c) Disposizione dei grani (impacchettamento); la compattazione diminuisce la porosità d) Grado di cementazione e) Grado di fessurazione e/o di dissoluzione

Valori indicativi di n e ne • Per sabbie e ghiaie pulite, la differenza è inferiore al 5% • Per sabbie e ghiaie non uniformi o loro miscele, la differenza è inferiore al 10% • Una miscela 50% di sabbia uniforme e 50% di argilla può avere una differenza di un ordine di grandezza

n: 40% - ne:30%

n: 40% - ne:4%

Potenziale idrico o capacità di ritenzione Il potenziale idrico (Ψ) misura l’energia potenziale che ha l’acqua presente nel suolo, in riferimento alle condizioni dell’acqua libera. Per convenzione, il potenziale idrico si misura in bar; se invece si fa riferimento all'unità di peso dell'acqua si usano i cm. La misura del contenuto d’acqua (θ) non è sufficiente a valutare l'effettiva disponibilità idrica per le piante. Questo valore, anzi, isolato dal contesto, è fuorviante: lo stesso valore di umidità può rappresentare una buona disponibilità idrica in un terreno sabbioso e invece provocare l'appassimento della pianta in un terreno argilloso. L'effettiva disponibilità dell'acqua è dunque determinata dal valore del potenziale idrico ψ. Mettendo in relazione l'umidità del terreno con il potenziale idrico, tramite la curva di ritenzione, si possono individuare alcuni valori notevoli definiti costanti idrologiche che a loro volta permettono di distinguere intervalli in cui sono presenti diverse tipologie d’acqua nel terreno.

La curva di ritenzione ARGILLA SABBIA Ogni terreno ha una propria curva caratteristica. I suoli con elevata capacità di invaso hanno curve espanse in larghezza (es: argille), mentre quelli a tessitura grossolana e poveri di colloidi hanno curve strette (es: sabbie). La curva di un terreno in fase di umettamento e in fase di essiccamento sono diverse (effetto d’isteresi). ARGILLA SABBIA

Le costanti idrologiche del terreno La capacità idrica massima (CIM) SATURATED WATER CONTENT (SWC) è il valore di umidità corrispondente alla completa saturazione del terreno. Quando il terreno è alla capacità idrica massima la tensione matriciale è nulla e le piante assorbono l'acqua contenuta nei macropori, soggetta esclusivamente alla forza di gravità. La capacità di campo (CC) FIELD CAPACITY (FC) è il valore di umidità corrispondente alla piena saturazione dei micropori (< 8 μm) e all'assenza totale dell'acqua nei macropori (> 8 μm). L'acqua trattenuta nei micropori per capillarità oppure adsorbita sui colloidi è sottratta all'azione della forza di gravità. Il terreno alla capacità di campo è in condizioni di umidità ottimali per le piante in quanto rappresenta il punto di equilibrio tra disponibilità d'acqua e disponibilità d'aria. Il Coefficiente di avvizzimento (CA) PERMANENT WILTING POINT (PWP) è quel valore di umidità in corrispondenza del quale le piante non riescono più a vincere la tensione matriciale. Il coefficiente di avvizzimento dipende dal tipo di terreno e dalla specie vegetale. Al di sotto del coefficiente di avvizzimento l’acqua può essere sottratta al terreno solo per evaporazione. Il Coefficiente igroscopico (CI) HYGROSCOPIC COEFFICIENT (HC) è quel valore in corrispondenza del quale l'umidità del terreno è in equilibrio con quella dell'aria.

Tipologia di acqua contenuta nel terreno Le costanti idrologiche identificano dei limiti fra intervalli di umidità soggetti a tensioni diverse. Passando da potenziali alti a potenziali bassi, si distinguono: Acqua gravitazionale o di percolazione, è compresa fra la capacità di campo e la capacità idrica massima. L'acqua gravitazionale occupa i macropori (> 8 μm) del terreno. Acqua capillare disponibile o riserva utilizzabile, è compresa fra il coefficiente di avvizzimento e la capacità di campo. L'acqua capillare può essere allontanata solo con l'assorbimento radicale e con l'evaporazione diretta. Si stratta della frazione di maggiore interesse agronomico. Acqua capillare non disponibile o pellicolare è compresa fra il coefficiente igroscopico e il coefficiente di avvizzimento, e può essere allontanata dal terreno solo per evaporazione. Acqua igroscopica resta nel terreno quando raggiunge il coefficiente igroscopico. Queste condizioni si raggiungono solo in caso di marcata aridità, negli strati più superficiali. Esiste anche l’Acqua reticolare che è contenuta nella struttura cristallina dei minerali costituenti i terreni

Orizzonti a diversa saturazione

Calcolo dell’Infiltrazione Una volta definiti i parametri che entrano in gioco nel processo di infiltrazioni vediamo quali sono i metodi per quantificarla. L’infiltrazione dipende dal tipo di terreno e di copertura vegetale, ma anche dal contenuto idrico degli strati superficiali del terreno; tende a diminuire con il tempo durante l’evento piovoso, con un andamento di tipo esponenziale. L’infiltrazione efficace (mm/a) è data da: Ie = Pe x c.i.p. dove Pe = precipitazione efficace (cioè P-ET); c.i.p. = coefficiente d’infiltrazione potenziale L’infiltrazione cumulativa per un bacino (m3/a) è data da: Ie_cum = Ie x Area

Modelli di infiltrazione La stima dell’infiltrazione tramite c.i.p. (coefficiente d’infiltrazione potenziale) spesso è insoddisfacente, ma allo stesso tempo l’equazione di Richards per il flusso nel non saturo è spesso irrisolvibile, quindi vengono utilizzati dei modelli di approssimazione: SCS - Soil Conservation Service (USA) Horton Green-Ampt Secondo il modello SCS la capacità potenziale di infiltrazione nel terreno (S) è definita dalla relazione empirica (in mm): 𝑆= 𝑆 0 100 𝐶𝑁 −1 ⇒ 𝑆= 25400 𝐶𝑁 −254 dove CN (curve number) è un parametro, compreso tra 0 e 100 (per CN=0 tutta la precipitazione infiltra mentre CN=100 tutta la precipitazione forma deflusso superficiale) ma che in genere varia tra 40 e 98; CN è funzione principalmente delle caratteristiche geologiche e dell’uso del suolo, e in secondo luogo dell’umidità del terreno e delle variabili meteorologiche; mentre S0 è un fattore di scala (254 in mm e 10 in inches).

Curve Number Il parametro CN varia in funzione di 4 diverse classificazioni: capacità di infiltrazione del suolo (hydrologic soil group - HSG) basso potenziale di deflusso superficiale ed elevata capacità di infiltrazione anche quando completamente umidi. Tasso di trasmissione > 0.76 cm/h (sabbia, sabbia franca, franco sabbioso) moderata capacità di infiltrazione quando completamente umidi. Tasso di trasmissione compreso tra 0.38 e 0.76 cm/h (franco limoso, franco) bassa capacità di infiltrazione quando completamente umidi. Tasso di trasmissione compreso tra 0.13 e 0. 38 cm/h (fanco argilloso sabbioso) elevato potenziale di deflusso superficiale ed capacità di infiltrazione molto bassa quando completamente umidi. Tasso di trasmissione < 0.13 cm/h (franco argilloso, franco argilloso limoso, argillo sabbioso, argillo limoso, argilla) 2. uso del suolo (colture disposte a file, pascoli, boschi), trattamento della superficie (solchi dritti, solchi a reggipoggio, terrazzamenti) 3. condizione di drenaggio (cattiva, discreta, buona) 4. condizioni iniziali di saturazione (antecedent moisture condition - AMC): Terreno secco Terreno in medie condizioni di umidità Terreno da umido a saturo

Capacità di infiltrazione HSG Capacità di drenaggio Uso del suolo e trattamento

4) Condizioni iniziali di saturazione e relativi fattori di conversione

L’infiltrazione nel saturo (recharge) Mentre al processo di infiltrazione nel non saturo si oppone la resistenza dell’aria presente nei pori (sistema trifase), il processo di infiltrazione nel terreno saturo (detto filtrazione) è favorito dall’assenza d’aria (sistema bifase). Infatti, la velocità di infiltrazione è in genere pari al 20% rispetto alla conducibilità idraulica a saturazione (ks). Una volta raggiunta la tavola d’acqua (limite tra zona insatura e zona insatura), l’acqua non fluisce più in senso verticale ma i moti diventano prevalentemente orizzontali (flusso di falda o groundwater flow). Se la percolazione avviene rapidamente la tavola d’acqua si può rigonfiare verso il piano campagna poiché la falda ha difficoltà a riceverla. Questo fenomeno è tanto più evidente quanto più fine è il materiale che costituisce il terreno. Esiste un caso particolare di filtrazione, in terreni fini fratturati. I canalicoli attraverso cui avviene il moto sono completamenti saturi mentre tutto il terreno circostante è in condizioni decisamente sottosature.

Pattern of long-term average diffuse groundwater recharge, 1961-1990 L’acqua di precipitazione che riesce a raggiungere la tavola d’acqua andando ad alimentare la falda è detta ricarica (recharge) e da un punto di vista idrogeologico è un input e non un output! I + Gin - Gout - Q𝐠 =δ𝐒𝐠 Pattern of long-term average diffuse groundwater recharge, 1961-1990