Marco Materazzi Università di Camerino Scuola di Scienze Ambientali Tel:

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1 Marco Materazzi Università di Camerino Scuola di Scienze Ambientali Tel:

2 A meno di particolari situazioni locali le componenti principali del bilancio idrologico sono essenzialmente quattro Evaporazione ed Evapo-Traspirazione Precipitazione Infiltrazione Ruscellamento

3 Il ciclo idrologico è un concetto utile, ma quantitativamente abbastanza vago L EQUAZIONE IDROLOGICA invece (espressione più generale di un BILANCIO IDROLOGICO) è il valido mezzo per quantificare il ciclo idrologico Può essere considerata come una semplice espressione della legge di conservazione di massa INFLOW OUTFLOW = Changes in Storage I - O = ΔS INPUT OUTPUT 1. precipitazioni 1. evaporazione di acque superficiali 2. corsi d acqua ed acque di ruscellamento 2. evapotraspirazione superficiale 3. runoff di acque superficiali 3. acque sotterranee da aree esterne al sistema 4. fuoriuscita di acque sotterranee considerato 5. captazioni artificiali tramite acquedotti e canali 4. immissioni artificiali tramite acquedotti e canali CHANGES IN STORAGE: cambiamenti in volume di 1. acque superficiali di torrenti, fiumi, laghi. 2. umidità del suolo nella zona vadosa 3. ghiaccio e neve sulla superficie 4. immagazzinamento in depressioni temporanee 5. acqua sulla superficie delle piante 6. acqua sotterranea sotto la tavola d acqua

4 Il 9%delle precipitazioni totali della terra ricade su aree continentali laddove le condizioni climatiche permettono la formazione di precipitazioni. Lo sbilancio tra evaporazione e precipitazione è ciò che alimenta il ruscellamento superficiale ed il deflusso sotterraneo Sebbene si applichi il principio di conservazione di massa il bilancio tuttavia si esprime in volumi, il che significa che si assume che la densità dell acqua sia costante (1000 kg/m 3 a 4 C) Il tempo di riferimento per il bilancio è generalmente l anno (anno medio riferito ad un periodo normalmente di 20, 30 o 50 anni) -30annitengono conto in maniera sufficiente delle variazioni pluriennali dei parametri idrologici. - Gli afflussi meteorici sembrano seguire cicli con periodo circa decennale. E difficile misurare tutti i parametri di un bilancio idrologico. I termini del bilancio che non si possono calcolare sono spesso valutati per differenza. Precipitazioni ed Evapotraspirazione sono i termini usualmente calcolati, data la disponibilità di misure reali.

5 Concetti di: Umidità assoluta (g/mc) EVAPORAZIONE legata a: Umidità di saturazione (g/mc) Umidità relativa (%) Dew Point (Temperatura di rugiada) Radiazione solare (1 langley= 1 cal/cm 2 ) (nel S.I. si usa il j m 2 = langleys) Influenzata da: Vento Temperatura? Lo strumento più usato è l EVAPORIMETRO A BACINELLA (LAND PAN CLASS A)

6 L'umidità assoluta (UA) esprime la densità del vapore acqueo in una massa d'aria umida (miscela vapore acqueo-aria) Più precisamente, essa misura quanti grammi di vapore acqueo sono presenti in 1m 3 d'aria daria umida, a una data temperatura e una data pressione. In meteorologia con l'espressione temperatura di rugiada (dew point) si intende la temperatura alla quale, a pressione costante, l'aria (o, più precisamente, la miscela aria-vapore) diventa satura di vapore acqueo L'umidità relativa (UR) è una quantità usata per misurare l'umidità presente nell'aria. Essa indica il rapporto percentuale tra la quantità di vapore contenuto da una massa d'aria e la quantità massima (cioè a saturazione) che il volume d'aria può contenere nelle stesse condizioni di temperatura e pressione. La quantità di vapore che può essere contenuta da una massa d'aria diminuisce al diminuire della temperatura, e diventa nulla a -40 C. Alla temperatura di rugiada l'umidità relativa è per definizione del 100% Esempio: se una massa d'aria ha una temperatura propria, ad esempio, di 15 C con una quantità di umidità relativa pari al 50%, affinché tale umidità possa raggiungere il 100% (saturazione) a pressione costante, e, magari depositarsi (condensazione) sarà necessario abbassare la temperatura della massa d'aria,adesempio,di5 C,portarlacioèda15 Ca 10 C.

7 Lo psicrometro o igrometro è costituito da due termometri affiancati, di cui uno è chiamato bulbo secco e misura la temperatura dell'aria, mentre l'altro, avvolto in una garza di cotone imbevuta d'acqua, è chiamato bulbo umido e misura la temperatura dell'acqua a contatto con l'aria (ovvero la temperatura di bulbo umido): l'evaporazione dell'acqua sottrae calore abbassandone la temperatura in misura inversamente proporzionale all'umidità dell'aria. La lettura contemporanea dei due termometri permette di conoscere con apposite tabelle o diagrammi l'umidità relativa e assoluta dell'aria

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10 DESCRIZIONE È costituito da una vasca, di forma circolare, dotata di un tubo di troppo pieno, per il controllo del livello, e da un evaporimetro, situato all'interno della vasca. L'evaporimetro è formato da due cilindri sovrapposti: quello inferiore agisce come pozzetto di calma ed ospita un galleggiante; quello superiore alloggia un potenziometro lineare di precisione. La vasca, di acciaio inox, è montata su un supporto in legno di larice, verniciato di bianco; l'evaporimetro ha il pozzetto di calma ed il corpo in acciaio inox. FUNZIONAMENTO Il galleggiante, solidale con il cursore del potenziometro, si muove verso il basso al calare del livello dell'acqua provocando una deformazione del potenziometro e di conseguenza un uscita elettrica dal potenziometro, proporzionale ai millimetri d'acqua evaporata. INSTALLAZIONE E MANUTENZIONE Il sensore di livello viene montato entro la vasca. La livellazione avviene per mezzo delle 3 viti di registro e viene effettuata in modo che l asse di scorrimento del galleggiante sia verticale. La distanza dalla centralina non deve superare i 500 metri. Il sensore non presenta deriva sistematica per invecchiamento e necessita di un controllo annuale per la verifica del corretto funzionamento meccanico del galleggiante effettuabile direttamente su campo. È opportuno comunque pulire frequentemente la vasca da sporcizia, alghe, ecc.. (ad esempio con solfato di rame od un altro alghicida).

11 Per le superfici d acqua aperte (bacini lacustri) spesso si possono utilizzare anche NOMOGRAMMI

12 E il processo attraverso il quale si ha passaggio di una certa quantità di acqua dal terreno all atmosfera tramite la vegetazione. E difficilmente stimabile ed è funzione di: Densità e dimensione e tipologia della copertura vegetale Stagioni e durata delle giornate E limitata dalla disponibilità di acqua nel suolo, ovvero è funzione del PUNTO DI APPASSIMENTO (WILTING POINT) oltre il quale non c è più passaggio di acqua alle radici delle piante. La misura di questo parametro viene di solito stimata in laboratorio con l ausilio di uno strumento chiamato FITOMETRO

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14 Evaporazione : Processo per il quale l acqua è trasferita dalla superficie della terra (dal suolo e dagli specchi liquidi) all atmosfera Traspirazione: processo per il quale l acqua è trasferita dalla terra all atmosferaatmosfera attraverso le piante Evapotraspirazione: combinazione di evaporazione e traspirazione difficili da valutare separatamente e quindi valutati in combinazione Oltre agli altri che governano la sola evaporazione, i fattori che regolano l evapotraspirazione sono: le caratteristiche fisiche del terreno il contenuto d'acqua nel terreno lo sviluppo della vegetazione

15 La conoscenza dell entità dell evaporazione e della traspirazione è un dato importante per: la pianificazione dell uso delle risorse idriche il funzionamento dei serbatoi di accumulo la generazione di energia idroelettrica le pratiche agricole» irrigazione» scelta delle colture la comprensione del funzionamento degli ecosistemi le predizione dell impatto del cambio climatico EVAPOTRASPIRAZIONE POTENZIALE EVAPOTRASPIRAZIONE REALE

16 CONCETTO DI CAPACITA DI CAMPO: La capacità di campo o capacità idrica di campo o capacità di ritenuta idrica (CC o CIC) è una costante t idrologica i del terreno. Definisce il contenuto d'acqua nel terreno, in termini di umidità percentuale, in condizioni ottimali per quanto riguarda il rapporto fra acqua e aria nel terreno. Tli Tali condizioni i i si verificano quando il volume dei micropori (diametro inferiore a 8 μm) è interamente occupato dall'acqua mentre quello dei macropori è interamente t occupato dall'aria. La capacità di campo si assesta sui valori più alti nei terreni argillosi o ricchi di humus e su quelli più bassi nei terreni pietrosi o sabbiosi, mentre ha valori intermedi nei terreni a tessitura equilibrata e in quelli limosi. L acqua disponibile è espressa come una frazione del volume (0,20), come percentuale (20%), o come una L acqua disponibile è espressa come una frazione del volume (0,20), come percentuale (20%), o come una quantità (in cm). Un esempio di frazione del volume sono i cm di acqua per cm di suolo. Se un suolo ha una frazione di acqua disponibile di 0,20, uno spessore di 25 cm contiene 5 cm di acqua disponibile (1 cm corrisponde a 100 m 3 /ha)

17 Il termine EVAPORASPIRAZIONE POTENZIALE (ETP) fu introdotto da Thornthwaite che la definì: l altezza della lama d acqua che evaporerebbe e traspirerebbe da un bacino idrografico se l acqua disponibile nel terreno fosse sempre uguale alla capacità di campo. L evapotraspirazione potenziale rappresenta quindi il limite superiore della evapotraspirazione Tenendo conto che spesso non vi è acqua sufficiente nel suolo per soddisfare l evaporazione potenziale, il termine EVAPOTRASPIRAZIONE REALE (ETR) è usato per descrivere l evapotraspirazionel che realmente ha luogo. Essa dipende dalle caratteristiche del bacino, dalla T, ma anche dalla disponibilità di acqua, quindi dalle precipitazioni Per la misura diretta dell evapotraspirazione (reale e potenziale) si usano strumenti Per la misura diretta dell evapotraspirazione (reale e potenziale) si usano strumenti chiamati LISIMETRI

18 Evapotraspirazione reale e potenziale in aree caratterizzate da condizioni di clima generalmente umido (sinistra) e arido (destra)

19 Un lisimetro è un recipiente di elevato volume riempito di suolo naturale e con vegetazione in superficie, collocato in aperta campagna, efornitodi sistema di drenaggio che permette di mantenere le condizioni di umidità volute nel suolo e di misurare il volume drenato al fondo del recipiente.

20 Esistono due tipi di lisimetri: Lisimetro a drenaggio totale (a, misura dell evapotraspirazione reale) Lisimetro a piano d acqua costante (b, misura dell evapotraspirazione potenziale), detto anche Evapotraspirometro

21 Un lisimetro prima del riempimento Veduta dall'alto dei lisimetri.

22 Gli strumenti descritti finora per la misura dell evapotraspirazione, fornendo valori essenzialmente puntuali, hanno scarsa applicabilità, se non per aree ristrette e caratterizzate da omogeneità litologica e di copertura vegetale. Per la stima indiretta dell evapotraspirazione potenziale su aree più vaste, si possono utilizzare diversi metodi, a seconda della disponibilità dei dati e della accuratezza nelle stime che si vuol raggiungere. I metodi attualmente più usuali sono: Metodo evaporimetrico Metodo di Thornthwaite Metodo di Turc Metodo FAO (Penman-Montieth)

23 Il metodo evaporimetrico consiste nel calcolare il valore di ETp per mezzo della evaporazione osservata da unevaporimetro a bacinella di classe A del US Weather Bureau: ETp = ke E Dove E è il tasso di evaporazione (in genere espressa in mm/giorno) osservato all evaporimetro; ke è un coefficiente il cui valore dipende dalla umidità relativa media, dalla velocità del vento e dal tipo di copertura vegetale circostante. Le tabelle di seguito forniscono i valori da attribuire al coefficiente ke a seconda della estensione della copertura vegetale, ovvero del terreno spoglio (sopravvento rispetto alla zona di riferimento); dell umidità relativa calcolata come media del valore massimo e minimo; e della velocità del vento valutata come valore medio giornaliero.

24 Valori del coefficiente ke per il metodo evaporimetrico con condizioni di terreno coperto Valori del coefficiente ke per il metodo evaporimetrico con condizioni di terreno spoglio

25 La più usata e senza dubbio la più semplice da usare è la Formula empirica di Thornthwaite (1948), basata sulla relazione esponenziale esistente tra l ETP e la temperatura media mensile ETP 10T = 1.62 I ETP= evapotraspirazione mensile (cm) calcolata in un mese di 30 giorni ed insolazione 12 ore su 24 T= temperatura media mensile in C a = parametro relativo al clima del luogo e funzione dell INDICE TERMICO ANNUALE I a I = T = 1 5 a = I I I i ( ) 2 ( 9 ) 3

26 Nelle regioni temperate I varia da 10 ad 80 il che permette di valutare a priori che la differenza tra I 2 e I 3 varia poco nell intervallo considerato. Per cui: a = 0.016I In alcuni casi è necessario che i valori di ETP per ogni mese siano corretti attraverso un coefficiente K che tiene conto del numero dei giorni del mese e del numero reale di ore di insolazione nei giorni dello stesso mese ETp = K * ETP K = N/12 * d/30 N = numero massimo delle ore di insolazione (da tabella) d = numero dei giorni nel mese Free user-friendly softwares per il calcolo dell ETP possono essere facilmente reperiti in rete

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28 Evapotraspirazione potenziale giornaliera (cm/mese) per mesi di 30 gg. con 12 ore/g di insolazione, in funzione della temperatura dell aria ( C colonna verticale) e dell indice di calore annuo (I = C 1,514 valori orizzontali).

29 Indice termico mensile per temperature comprese fra 0-40 C (metodo di Thornthwaite) Nomogramma per il calcolo dell ETP con il metodo di Thornthwaite

30 Nella sua versione semplificata consente di calcolare l evapotraspirazione potenziale media mensile basandosi sulla relazione esistente fra quest ultima ed alcuni elementi climatici quali T media e radiazione globale media (diretta e diffusa) E p Ti +15 = C T g i ( I + 50) T i = temperatura media dell aria riferita al mese iesimo I g = radiazione incidente media di corta lunghezza d onda C = coefficiente pari a 0.37 per Febbraio e 0.40 per gli altri

31 Si tratta di un metodo di complessa applicazione ma più preciso dei precedenti in quanto prende in considerazione molteplici variabili climatiche. Il modello di Penman (1948) considerava le variabili relative all'apporto energetico e al trasporto turbolento dell'aria. La modifica introdotta da Monteith (1965) tiene conto anche del complesso meccanismo che regola il passaggio del vapore acqueo dal mesofillo, attraverso gli stomi all'atmosfera, applicando un modello semplificato riassunto da due variabili, rispettivamente la resistenza degli stomi e la resistenza aerodinamica. La FAO ha ulteriormente rimodulato il metodo definendo le caratteristiche morfologiche e fisiologiche della coltura di riferimento in modo da ottenere per le variabili di resistenza un modello ripetibile in differenti contesti. Può essere così schematizzata: ETP = ( flusso netto solare) + ( energia vento) resistenze

32 L equazione di Penman-Montieth è la seguente: -λ è il calore latente di evapotraspirazione p (espresso in MJ/Kg); - è il coefficiente di correlazione fra la pressione di vapore saturo e la temperatura (KPa/ C); -R n è la radiazione solare netta (MJ/m 2 /d); -G è il flusso di calore nel terreno (MJ/m 2 /d); -ρ a è la densità dell'aria (Kg/m 3 ); -c p è il calore specifico dell'aria (KJ/Kg/ C); -ee s è la tensione di vapore saturo dell'aria (KPa); -e a è la tensione di vapore dell'aria (KPa); la differenza esprime il deficit di saturazione; -r a è la resistenza aerodinamica al flusso di vapore (m/s); -r s è la resistenza degli stomi al flusso di vapore (m/s); -γ è la costante psicrometrica (in KPa/ C).ù L'equazione di Penman-Monteith si è rivelata valida in molti ambienti, con un margine d'errore del 10%, e la FAO raccomanda questo metodo per stimare l'evapotraspirazione potenziale e per determinare i coefficienti colturali da applicare per estrapolare l'evapotraspirazione effettiva. Il limite operativo del metodo sta nella necessità di disporre di una stazione di rilevamento agrometeorologico nell'ambiente di applicazione

33 EVAPORIMETRO: Applicabile solo con strumento installato nell area di studio THORNTHWAITE: Non tiene conto della presenza di vegetazione ma necessita di pochi dati. Buoni risultati su valori annuali FAO (PENMAN-MONTIETH): Standard d a livello ll mondiale; ottimi i risultati ma necessita di un gran numero di dati meteorologici.

34 Valori tipici di ETP in mm/giorno per differenti zone climatiche e range di temperatura ETP - Gennaio 2004 ETP - Luglio 2004

35 Per il calcolo dell ETR le formule più usate sono essenzialmente due, quella di COUTAGNE (1956) e quella di TURC (1948) In tutti tti e due i casi la semplicità ità è quella di dover solamente considerare l altezza lt totale t di precipitazione annuale e la temperatura media dell aria. Formula di 2 1 ETR = P λp λ = Coutagne ETR P Formula di Turc 2 = P L 2 ( T ) L = T T 3 In qualche caso sono stati ti studiati ti fattori di correzione per particolari ambienti (Santoro, 1970 per ambiente siciliano) L = T T 3

36 Quando i dati lo consentono è necessario però operare la correzione delle temperature in funzione delle precipitazioni medie mensili per tener conto dell umidità dell aria che influisce sul potere evaporante dell atmosfera. Quindi L = T p T p 3 T p =temperatura fittizia media annua corretta in funzione delle precipitazioni T p PT = i P i P i = precip. mensili (anno idrologico) o medie mensili (più anni) in mm/a T i = temp. medie mensili (stesso periodo di riferimento per il calcolo di P i P = precipitazioni (mm/a) dell anno o media degli anni idrologici di riferimento

37 ESERCIZIO In base ai valori registrati della temperatura e delle precipitazioni presso la stazione n.4394 di S.Eufemia (CZ), che si trova a quota 25 m s.l.m 1) Calcolare l'evapotraspirazione potenziale con la formula di Thornthwaite, considerando per d ed N i valori riportati nella tabella seguente 2) Calcolare l'evapotraspirazione reale con la formula di Turc Temperatura ( C) 1984/ Precipitazioni (mm) 1984/ (in mm) Sett. Ott. Nov. Dic. Gen. Feb. Mar. Apr. Mag. Giu. Lug. Ago. d N

38 Calcolo dell'etp (soluzione) Sett. Ott. Nov. Dic. Gen. Feb. Mar. Apr. Mag. Giu. Lug. Ago. I a ETP (cm) (in mm) K ETPr (cm) (in mm) Calcolo dell'etr (soluzione) Sett. Ott. Nov. Dic. Gen. Feb. Mar. Apr. Mag. Giu. Lug. Ago. Tp L ETR (mm) (in mm)

39 Con il termine precipitazione meteorica si intende il quantitativo di acqua che cade sulla terra sotto forma di pioggia, neve, grandine o nevischio. Neve: Grandine: Nevischio: Pioggia: Cristalli di ghiaccio Grossi cristalli di ghiaccio tra 5 e 125 mm E generato dal congelamento delle gocce di pioggia. Combinazione di pioggia e neve Gocce di acqua allo stato liquido (0.5-7 mm) La misura delle precipitazioni può essere fatta restituendo diversi parametri: -Eccesso di precipitazione -Intensità di precipitazione -Andamento delle precipitazioni

40 L eccesso di pioggia è la precipitazione che non si infiltra nel sottosuolo e diventa disponibile quale componente di rapido ruscellamento per il bacino

41 L intensità di precipitazione è la velocità con la quale si manifesta una precipitazione, espressa in altezza di precipitazione/tempo (es: mm/h). Esempio di carta dell intensità oraria di precipitazione

42 L andamento delle precipitazioni nel tempo viene illustrato mediante grafici chiamati idrogrammi Uno Ietogramma è la rappresentazione, in istogramma, delle altezze di pioggia precipitate in intervalli regolari di tempo; se l intervallo scelto è l ora sull asse delle ordinate si potranno leggere direttamente le intensità di pioggia DATI PLUVIOMETRICI SETTIMANALI mm di pioggia 70,00 60,00 50,00 40,00 30,00 20,00 10, ,00 04/11/ /11/2005 9,2 37,0 34,4 20,4 5,6 65,8 59,6 24,0 1,0 16/12/ /01/2006 0,0 2,0 5,0 1,84,2 27/01/ /02/ ,8 39,2 64,4 24,6 24,6 22,0 20,4 22,2 16,8 17,8 13,0 13,6 11,811,2 10,6 6,4 7,8 9,6 5,2 4,2 5, ,2 0,0 0,0 0,8 00 0, ,00,00, ,00,0 00 0,0 06 0,6 02 0,2 14 1, ,00,00,0 10/03/ /03/ /04/ /05/2006 tempo 02/06/ /06/ /07/ /08/ /08/ ,0 14/09/ /10/ /10/2006

43 Le precipitazioni possono cadere con differenti andamenti temporali e spaziali che influenzano la risposta idrologica del bacino. Per esempio una pioggia può: essere uniforme sull intero bacino risalire un bacino discendere d un bacino incidere solo su una porzione del bacino Per quanto riguarda la misura delle precipitazioni, i principali parametri da considerare sono: - Pioggia Cumulata = totali giornalieri o totali per evento (mm) - Intensità di pioggia = velocità di precipitazione (mm/h o mm/g) - Durata = durata dell evento evento piovoso (ore o giorni) I dati recepiti dalle stazioni pluviometriche vengono raccolti e ordinati negli Annali idrologici.

44 Pioggia Cumulata - totali giornalieri o totali per evento (mm)

45 Intensità di pioggia = velocità di precipitazione (mm/h o mm/g)

46 Durata = durata dell evento piovoso (ore o giorni)

47 Il pluviometro (o pluviografo) è lo strumento utilizzato per misurare la quantità di pioggia i caduta. Esso fa parte della dotazione di strumenti principali di una comune stazione meteorologica. Il pluviometro, per poter registrare correttamente il livello delle precipitazioni, deve essere installato in un luogo aperto e libero da ostacoli. Come già detto, i dati registrati dalle stazioni pluviometriche vengono raccolti e ordinati negli annali idrologici. Un pluviografo a doppia vaschetta basculante tipo SIAP UM8150

48 Schema di pluviografo a bascula Schema di pluviografo a sifone

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51 La stazione meteorologica di Milano Linate è la stazione meteorologica di riferimento per il Servizio Meteorologico dell'aeronautica Militare e per l'organizzazione Mondiale della Meteorologia, relativa alla città di Milano e omologata dal 1951

52 Un problema che sovente si verifica è quello di ricostruire il dato pluviometrico mancante in una o più stazioni per il rilevamento dell altezza di pioggia in conseguenza o di un malfunzionamento dello strumento o per assenza dell operatore. Si utilizza una semplice equazione: + + = C C Z B B Z A A Z z P N N P N N P N N P 3 1 Pz=valore cercato C B A N N N 3 N= valore medio (A,B,C= stazioni limitrofe di riferimento P= valore effettivo