PARTE I. I processi idrologici. Lezione VI: La formazione dei deflussi (2) Dipartimento di Ingegneria Civile

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1 1 Corso di Laurea Specialistica in N.O. Giuseppe Aronica Corso di Idrologia Tecnica PARTE I Lezione VI: La formazione dei deflussi (2)

2 2 La trasformazione afflussi-deflussi Problema: determinare i deflussi che attraversano una data sezione di un corso d acqua, e che sono originati dagli afflussi meteorici che si abbattono sul bacino idrografico sotteso alla sezione in esame; Conoscenza del meccanismo di trasformazione afflussi-deflussi consente di ottenere stime di deflussi a partire dalle misurazioni di precipitazione effettuate nel bacino; Il meccanismo di trasformazione afflussi-deflussi è legato al ciclo idrologico che ha luogo nel bacino idrografico in esame

3 3 Il ciclo idrologico A afflussi meteorici (pioggia, neve o grandine); L l'intercettazione della vegetazione; E l'evaporazione dagli specchi liquidi; ET l'evapotraspirazione fogliare; I l'infiltrazione e la percolazione nel suolo; G i deflussi profondi; W gli invasi nel bacino; R gli scorrimenti superficiali e/o subsuperficiali. A L E ET I G W R = 0 Equazione generale del bilancio idrologico per un volume di controllo

4 4 La formazione del deflusso I fenomeni che contribuiscono alla formazione del deflusso in un corso d'acqua sono essenzialmente tre: gli scorrimenti superficiali/subsuperficiali che raggiungono la sezione di interesse dalle falde scolanti o dalla rete idrografica; i deflussi profondi negli acquiferi che raggiungono l'alveo; gli afflussi diretti sul reticolo idrografico (quasi sempre trascurabili). Q = R + I + G

5 5 La formazione del deflusso I volumi ed i tempi di formazione del deflusso in un bacino idrografico sono condizionati da due principali meccanismi (Hortoniano e Dunniano) utilizzati per descrivere l interazione tra precipitazione meteorica e processi idrologici nei suoli del bacino. Entrambi i meccanismi sono caratteristici della scala di versante, definita come unità morfologica, priva di vie preferenziali di scorrimento, attraverso cui le acque meteoriche vengono convogliate alla sponda del canale, effimero o permanente, che la sottende. p: intensità di pioggia q: tasso di infiltrazione nel terreno r f : return flow (frazione del deflusso sotto-superficiale che emerge in superficie)

6 6 MECCANISMO HORTONIANO La formazione del deflusso Si ha formazione di deflusso superficiale quando l intensità di precipitazione i(t) supera la velocità di infiltrazione f(t), producendo un deflusso superficiale pari alla differenza tra volume di pioggia e volume assorbito nell unità di tempo. Meccanismo tipico di climi aridi o semiaridi (ma non solo); è comunque raro che il deflusso superficiale si formi per via hortoniana in bacini con clima umido e caratterizzati da suoli profondi e notevolmente permeabili.

7 7 MECCANISMO DUNNIANO La formazione del deflusso È causato dalla saturazione degli strati superficiali per l intercettazione del piano di campagna da parte della superficie freatica dovuto all innalzamento della falda per il contributo combinato di deflusso sottosuperficiale e precipitazione. Il deflusso al reticolo idrografico è quindi formato da due componenti: il deflusso superficiale, dato dalla frazione di precipitazione caduta sulle zone sature del bacino; il deflusso sottosuperficiale, l area di saturazione si espande e si contrae in relazione all intensità del deflusso sottosuperficiale. Meccanismo tipico di aree a clima umido e coperte di vegetazione.

8 8 La formazione del deflusso Il moto dell acqua (moto laminare) avviene in condizioni non sature

9 9 La formazione del deflusso Il processo avviene in tre fasi: entrata della pioggia nella superficie del suolo moto attraverso la tessitura (vuoti) del suolo saturazione dei vuoti presenti t I = f(t) dt f(t) velocità o capacità di infiltrazione [LT -1 ] 0

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12 12 Classificazione dei modelli hortoniani di infiltrazione Modelli fisicamente basati Modelli che si basano sull integrazione delle equazioni classiche dell idraulica (equazione di continuità + equazione del moto) Modelli di Richards (1931), di Philip (1957), Modelli concettuali Modelli che si basano sulla semplificazione concettuale dei processi idrologici Modello di Horton (1933), di Green-Ampt (1911)

13 13 Il modello di Richard Conducibilità idraulica Contenuto d acqua nel terreno

14 14 Il modello di Richard Conducibiltà idraulica (funzione del contenuto idrico del suolo) Velocità di infiltrazione f(t) Velocità dipende da: infiltrazione tessitura del terreno stato dello strato superficiale spessore del suolo saturato d acqua

15 15 Il modello di Richard

16 16 Il modello di Richard iniziali riguardanti il contenuto di acqua nel terreno lungo la Definizione delle condizioni verticale Definizione delle condizioni al contorno superiore ed inferiore Conoscenza della grandezza K(θ) Generico profilo del contenuto idrico lungo la verticale durante il processo di infiltrazione Integrazione dell equazione di Richard Derivazione della funzione f(t) Derivazione della funzione θ(z)

17 17 Il modello di Philip Integrazione analitica dell equazione di Richards sotto le seguenti ipotesi semplificative: diffusività variabile superficie satura 1 f () t = S t A 1 S = S( Ψ,K) = 2( θs θi )( D / π) 2 Sortività [LT -1/2 ] 1 A = [ K( θs ) + K( θi )] Velocità di percolazione 2

18 18 Il modello di Green-Ampt Concettualizzazione del fenomeno di infiltrazione attraverso l assunzione di un profilo di umidità nel suolo di forma nota f () t = K 1+ ( θs θi) Ψ F() t dove: K conducibilità idraulica a saturazione Ψ tensione capillare al fronte di umidificazione F(t) valore cumulato dell infiltrazione

19 19 Il modello di Horton Concettualizzazione del fenomeno di infiltrazione secondo le seguenti ipotesi: la superficie del suolo è satura ogni tipologia di suolo è caratterizzata da una velocità di infiltrazione iniziale (massima) f 0 e da una minima f c la variazione nel tempo della velocità dell infiltrazione è proporzionale alla differenza tra la velocità attuale e f c df dt () t t = α( f 0 f c ) f(t) = f t c + (f0 fc ) e α 0 dove f(t) è la velocità di infiltrazione al tempo t, f c è la velocità di infiltrazione in condizioni di saturazione, f 0 è la velocità di infiltrazione all'inizio della precipitazione e α è la costante che rappresenta la riduzione della velocità di infiltrazione nel tempo. Eagleson (1970) ha dimostrato che l eq. di Horton è soluzione dell eq. di Richards nel caso di D = cost

20 20 Il modello di Horton Valori consigliati per i parametri dell equazione di Horton (ASCE)

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