BACINO IDROGRAFICO DEL FIUME CAPODIFIUME RELAZIONE IDROLOGICA

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1 AUTORITÀ DI BACINO REGIONALE SINISTRA SELE Via A. Sabatini, Salerno Tel. 089/ Fax 089/ BACINO IDROGRAFICO DEL FIUME CAPODIFIUME RELAZIONE IDROLOGICA PIANO STRALCIO PER L ASSETTO IDROGEOLOGICO - AGGIORNAMENTO (2012) RISCHIO IDRAULICO Segreteria Tecnica Operativa AREA TECNICA AREA AMMINISTRATIVA - Ing. Manlio Mugnani - Dott. Vincenzo Liguori - Ing. Elisabetta Romano - Dott. comm. Angelo Padovano - Ing. Massimo Verrone - Arch. Vincenzo Andreola - Arch. Carlo Banco - Arch. Antonio Tedesco - Geol. Saverio Maietta - Geom. Giuseppe Taddeo Il Responsabile del Procedimento - Ing. Raffaele Doto Data: Marzo 2012 Consulente Specialistico - Ing. Raffaella Napoli Supporto Specialistico - Ing. Claudia Musella - Ing. Claudia Palma Consulente Scientifico - Prof. ing. Domenico Pianese - Prof. geol. Domenico Guida Il Commissario Straordinario Avv. Luigi Stefano Sorvino

2 Indice 1. PREMESSA VALUTAZIONE DELLE MASSIME TE DI PIENA NATURALI-METODO VAPI Generalità Valutazione del fattore regionale di crescita Valutazione della piena media annua m(q) Criteri di stima Il modello geomorfoclimatico Ipotesi di base Caratteristiche morfometriche ed altimetriche dei bacini idrografici La legge di probabilità pluviometrica areale I parametri del modello geomorfoclimatico La piena media annua IDROGRAMMI DI PIENA MODELLI DI TRASFORMAZIONE AFFLUSSI-DEFLUSSI HEC-HMS Generalità Il Componente Basin Model Calcolo delle perdite di bacino Modello di trasformazione afflussi-deflussi Il Componente Meteorologic Model...25 i

3 Indice 4.4 Il Componente Control Specifications Visualizzazione dei risultati RISULTATI Metodo VAPI SCS Unit Hydrograph...30 ii

4 1. PREMESSA L attività in questione prende origine dallo studio idrologico allegato al Piano per l Assetto Idrogeologico redatto, in conformità alle specifiche tecniche a base dello stesso Piano, secondo i criteri proposti nel Rapporto VAPI Campania del C.N.R. G.N.D.C.I., e ne rappresenta un approfondimento ed integrazione. Così come previsto nelle specifiche tecniche allegate alla convenzione, tale approfondimento è stato sviluppato utilizzando la stessa metodologia e gli stessi criteri sopra menzionati. Avendo esaminato con attenzione le risultanze dello studio idrologico allegato al PAI, assolutamente conformi rispetto alla metodologia applicata, sembra qui opportuno porre l accento sulla peculiarità dei bacini di interesse, che ha richiesto un approfondimento in termini di valutazione delle caratteristiche di permeabilità. Questo passaggio è stato ritenuto di fondamentale importanza visto l obiettivo che ci si pone di definire in via preliminare le opere di mitigazione del rischio per le aree di interesse. A tal fine, i tecnici dell Autortà di Bacino hanno provveduto, sotto la supervisione ed il controllo del Responsabile Scientifico per gli aspetti geologici e geomorfologici delle attività in oggetto, alla revisione della carta della permeabilità. Tale revisione ha avuto come risultato la redazione di tre differenti carte di base, definite rispetto a tre differenti livelli di permeabilità: minima, media, massima. I calcoli idrologici, sviluppati, come detto innanzi, utilizzando il metodo VAPI, sono stati effettuati in corrispondenza dei valori di permeabilità relativi alle tre ipotesi suddette. Per il prosieguo dello studio si è ritenuto, di concerto con i Responsabili Scientifici, di fare riferimento ai risultati ottenuti utilizzando come dati di base i valori relativi al livello di permeabilità media. Nel caso specifico del bacino del Capodifiume, che presenta caratteristiche tali da poter essere assimilato quasi ad un canale di bonifica Studio idrologico 1

5 (differenza di quota tra sorgente e foce molto bassa, pendenze modeste dell asta principale, uso del suolo prevalentemente irriguo) è stata inoltre effettuata una valutazione delle portate di piena e dei relativi volumi utilizzando il metodo SCS Unit Hydrograph, tarando opportunamente il coefficiente CN per tenere in conto la peculiarità del bacino. I risultati ottenuti, e descritti nel capitolo 5, sono assolutamente coerenti con quelli derivati dall applicazione del metodo VAPI, cui si farà riferimento nel prosieguo dello studio per coerenza con il percorso sviluppato per gli altri corsi d acqua Studio idrologico 2

6 2. VALUTAZIONE DELLE MASSIME TE DI PIENA NATURALI-METODO VAPI 2.1 Generalità L analisi idrologica dei valori estremi delle precipitazioni e delle piene in Campania è stata effettuata nel Rapporto VAPI Campania attraverso una metodologia di analisi regionale di tipo gerarchico, basata sull uso della distribuzione di probabilità del valore estremo a doppia componente (TCEV - Two Component Extreme Value). Tale procedura si basa sulla considerazione che esistono zone geografiche via via più ampie che possono considerarsi omogenee nei confronti dei parametri statistici della distribuzione, man mano che il loro ordine aumenta. Indicando con Q il massimo annuale della portata al colmo e con T il periodo di ritorno, cioè l intervallo di tempo durante il quale si accetta che l evento di piena possa verificarsi mediamente una volta, la massima portata di piena Q T corrispondente al prefissato periodo di ritorno T, può essere valutata come: Q T = K m(q) (1) T dove: m(q) = media della distribuzione dei massimi annuali della portata di piena (piena indice). K T = fattore probabilistico di crescita, pari al rapporto tra Q T e la piena indice. Studio idrologico 3

7 Per quanto attiene alla valutazione del fattore regionale di crescita, il rapporto VAPI propone la formulazione riportata al paragrafo che segue. Per la valutazione di m(q), vengono invece indicate quattro differenti metodologie, due di tipo diretto, basate su formule monomie in cui la portata dipende essenzialmente dall area del bacino, e due di tipo indiretto (la formula razionale e il modello geomorfoclimatico) in cui la piena indice viene valutata a partire dalle piogge e dipende in maniera più articolata dalle caratteristiche geomorfologiche del bacino (area, percentuale impermeabile, copertura boschiva). Di seguito, al paragrafo è stato descritto in dettaglio il modello geomorfoclimatico. 2.2 Valutazione del fattore regionale di crescita Nell ambito del Progetto VAPI del G.N.D.C.I./C.N.R. il territorio nazionale è stato suddiviso in aree idrologicamente omogenee, caratterizzate pertanto da un unica distribuzione di probabilità delle piene annuali rapportate al valore medio (legge regionale di crescita con il periodo di ritorno K T (T)). L indagine regionale volta alla determinazione di tale legge è stata svolta per la regione Campania nel Rapporto VAPI Campania sopra menzionato. I risultati sono stati ottenuti sotto forma di una relazione tra K T e T esplicitata come: 1 T = (2) 1 exp ( 13, ) K K T 0,923 0,230 T Questa relazione può essere valutata in prima approssimazione attraverso la seguente: K T = 0, ,680 LnT (3) Studio idrologico 4

8 con un errore inferiore al 5% per T 10 anni. Nella tabella A che segue sono riportati, per diversi periodi di ritorno, i valori di K T ottenuti dall equazione (3). T (anni) K T Tabella A Legge regionale di crescita delle portate per la regione Campania 2.3 Valutazione della piena media annua m(q) Criteri di stima La piena media annua m(q) è caratterizzata da una elevata variabilità spaziale che può essere spiegata, almeno in parte, ricorrendo a fattori climatici e geomorfologici. E dunque in genere necessario ricostruire modelli che consentano di mettere in relazione m(q) con i valori assunti da grandezze caratteristiche del bacino. Studio idrologico 5

9 Quando manchino dati di portata direttamente misurati nelle sezioni di interesse, l identificazione di tali modelli può essere ottenuta sostanzialmente attraverso due diverse metodologie: approcci di tipo puramente empirico, del tipo m(q) = a A b (con A = superficie del bacino); approcci che si basano su modelli in cui la piena media annua viene valutata con parametri che tengano conto delle precipitazioni massime sul bacino e delle caratteristiche geomorfologiche (modelli geomorfoclimatici). Il Rapporto VAPI Campania ha provveduto alla stima dei parametri sia per modelli empirici di vario tipo che per il modello geomorfoclimatico. Tali parametri sono stati stimati utilizzando i dati di 12 delle 22 stazioni idrometriche presenti in Campania, corrispondenti a bacini di estensione variabile tra 95 Km 2 (Tusciano ed Olevano) e 5542 Km 2 (Volturno e Ponte Annibale). In quanto segue, mancando dati di misura di portata nelle sezioni di interesse, il calcolo della portata media annua al colmo di piena è stato effettuato in via indiretta, in accordo con la metodologia proposta dal VAPI, a partire dalle precipitazioni intense e in particolare con il modello geomorfoclimatico, stimando m(q) come una frazione della massima intensità di pioggia che può verificarsi sul bacino dipendente dalle caratteristiche geomorfologiche dello stesso. Studio idrologico 6

10 2.3.2 Il modello geomorfoclimatico Ipotesi di base Ad eventi di pioggia brevi ed intensi corrispondono, di solito, deflussi di piena nella sezione terminale del bacino dovuti essenzialmente allo scorrimento delle acque sui versanti e nei canali della rete idrografica. Il bilancio idrologico di un bacino durante i fenomeni di piena può pertanto essere schematizzato considerando che fra i volumi in ingresso e quelli in uscita si stabilisce una relazione per effetto di una concomitante trasformazione dei due sottosistemi da cui è costituito il bacino: sui versanti, un aliquota delle precipitazioni totali viene persa a causa del fenomeno dell infiltrazione e quindi ai fini del bilancio di piena nella sezione finale contribuisce soltanto una parte delle precipitazioni totali, definita pioggia efficace ; nella rete idrografica, l aliquota delle piogge efficaci derivante dai versanti viene invasata e trasportata alla sezione di sbocco a costituire l idrogramma di piena, che si manifesta con un certo ritardo nei confronti del pluviogramma che lo ha causato. Per definire l effetto dei versanti sulla determinazione della pioggia efficace si definisce coefficiente di afflusso di piena C f il rapporto tra i volumi di piena e le precipitazioni totali sul bacino in un prefissato intervallo di tempo. Per tenere conto del ritardo con cui l idrogramma di piena si manifesta nella sezione di chiusura di un bacino rispetto al pluviogramma che lo ha determinato, è necessario definire una funzione di risposta del bacino stesso ad un ingresso impulsivo unitario detto anche idrogramma unitario istantaneo o Studio idrologico 7

11 IUH. Per pluviogramma di forma rettangolare, con durata ed intensità in accordo con la legge di probabilità pluviometrica sul bacino m[i A (d)], l idrogramma di piena corrispondente ha ordinata al colmo proporzionale all intensità di pioggia per mezzo di un coefficiente di attenuazione di piena S(d) = d d o funzione di picco S( d) u( τ ) dt in cui ( τ) t p u è l idrogramma unitario istantaneo, t p è l istante in cui si manifesta il colmo di piena, misurato a partire dal momento di inizio della pioggia. La forma assunta da S(d) dipende sostanzialmente dal tempo di ritardo del reticolo idrografico t r, definito come intervallo temporale che intercorre tra il baricentro del pluviogramma e quello dell idrogramma corrispondente. Definita la funzione S(d), la portata al colmo di piena per unità di area dipende in maniera proporzionale dal prodotto m[i A (d)] S(d), in cui all aumentare di d il primo termine diminuisce mentre il secondo aumenta. Il valore della durata d per cui tale prodotto risulta massimo viene definito durata critica del bacino d c. Il massimo annuale della portata al colmo di piena, che si verifica dunque per eventi di durata d c, viene definito come: m ( Q) C A S( d ) m[ I ( d )] = (4) f c A c La (4) può essere riscritta come: m ( Q) in cui [ (t )] Cf q m IA r A = (5) 3.6 t r = tempo di ritardo del bacino, in ore; C f = coefficiente di deflusso, caratteristico del bacino; Studio idrologico 8

12 m[i A (t r )] = media del massimo annuale dell intensità di pioggia areale di durata pari al tempo di ritardo t r del bacino, in mm/ora; A = area del bacino, in km 2 ; q = coefficiente di attenuazione del colmo di piena Seguendo l approccio sopra definito, per lo studio del bacino e per valutare la media dei massimi annuali della portata al colmo di piena m(q), risulta in definitiva necessario: determinare le caratteristiche morfologiche ed altimetriche dei bacini idrografici; definire la legge di probabilità pluviometrica areale m[i A (d)]; calcolare i parametri del modello geomorfoclimatico C f e t r Caratteristiche morfometriche ed altimetriche dei bacini idrografici Ogni bacino è caratterizzato morfologicamente ed altimetricamente attraverso la definizione di una serie di grandezze. Precisamente sono state sono state considerate le seguenti caratteristiche geometriche: la superficie del bacino; la lunghezza dell asta principale; la quota minima coincidente con la sezione di chiusura del bacino; l altitudine massima del bacino riferita al livello medio del mare; Studio idrologico 9

13 l altitudine media, definita come il valore medio della curva ipsografica Altitudine media e Curva ipsografica Per valutare l altezza media di un bacino si divide tutta la superficie A in aree parziali A i comprese tra due curve di livello fra di loro non troppo distanti, in modo da ritenere l altezza h i della fascia uguale alla media dei valori delle due curve di livello che la limitano. Si suppone cioè che in quel breve tratto la pendenza sia costante. Si misurano, poi, le aree delle superfici parziali A i. L altezza media h m del bacino è la media ponderata delle altezze medie delle superfici parziali, cioè: h m hi A i = (6) A Essa rappresenta il valore medio della curva ipsografica; in particolare, è data dall area compresa tra la curva ipsografica e gli assi coordinati divisa per l area dell intero bacino. Pertanto nello studio del bacino si costruisce anche la curva ipsografica, che rappresenta la ripartizione delle aree topografiche nelle varie fasce altimetriche. Essa si traccia considerando la successione dei valori delle superfici poste al di sopra di prefissati valori delle quote. La curva ipsografica permette anche di determinare l estensione del bacino al di sopra o al di sotto di una certa quota La legge di probabilità pluviometrica areale La legge di probabilità pluviometrica areale consente di conoscere come varia la media del massimo annuale dell altezza di pioggia [ h ( d) ] della durata d e dell area del bacino A. m A in funzione Studio idrologico 10

14 Nota la legge [ h ( d) ] dell intensità di pioggia areale come m [ I ( d) ] m[ h ( d) ]/ d m A, è possibile definire la media dei massimi annuali A = A (7) La metodologia comunemente impiegata consiste nell ottenere la media del massimo annuale dell altezza di pioggia areale m [h A (d)] dalla media del massimo annuale dell altezza di pioggia puntuale m[h(d)] attraverso un fattore di ragguaglio noto come coefficiente di riduzione areale K A (d) come: m [h A (d)] = K A (d) m[h(d)] (8) Per definire la m [h A (d)] risulta dunque necessario: definire la legge di probabilità pluviometrica m [h(d)]; calcolare il coefficiente di riduzione areale La legge di probabilità pluviometrica Per la stima della legge di probabilità pluviometrica, che definisce appunto la variazione della media del massimo annuale dell altezza di pioggia con la durata, il Rapporto VAPI Campania fa sostanzialmente riferimento a leggi a quattro parametri del tipo: m [ h( d) ] m I [ ] 0 = (9) C D z d 1 + d c d in cui m[i 0 ] rappresenta il limite dell intensità di pioggia per d che tende a 0. Studio idrologico 11

15 Nel Rapporto VAPI Campania i parametri della suddetta legge sono stati determinati, per sei aree ritenute omogenee dal punto di vista pluviometrico, attraverso una procedura di stima regionale utilizzando i dati di 44 stazioni pluviografiche con più di 10 anni di osservazioni, ed in particolare: i massimi annuali delle altezze di pioggia in intervalli di 1, 3, 6, 12 e 24 ore; le altezze di pioggia relative ad eventi di notevole intensità e breve durata, che il SIMN non certifica come massimi annuali. Area n. m(i 0 ) d c C D*10 5 ρ 2 omogenea stazioni (mm/ora) (ore) Tabella B Parametri statistici delle leggi di probabilità pluviometriche regionali per ogni area pluviometrica omogenea Il coefficiente di riduzione areale Il fattore di riduzione areale viene ritenuto costante al variare del periodo di ritorno, e pari a: c [( 1 exp( c A) ) exp(c d )] 3 K (d) = 1 (10) A con: 1 2 A = area del bacino, in km 2 ; Studio idrologico 12

16 c 1 = ; c 2 = 0.53; c 3 = 0.25; Per i bacini molto piccoli K A è praticamente pari ad I parametri del modello geomorfoclimatico Nel Rapporto VAPI Campania il territorio campano è stato suddiviso in complessi idrogeologici costituiti da litotipi che, pur diversi, mantengono un identico comportamento nei confronti dell infiltrazione, della percolazione e della circolazione dell acqua nel sottosuolo. Questi complessi sono stati accorpati nelle seguenti cinque classi in base alle caratteristiche di permeabilità: 1. classe A (alta capacità di permeabilità), in essa sono inclusi quasi esclusivamente i calcari per la loro elevatissima capacità di infiltrazione dovuta all alto grado di permeabilità per fessurazione e carsismo che li caratterizza ; 2. classe MA (capacità di permeabilità medio-alta),che ingloba,quasi esclusivamente, le dolomie. Questo litotipo, che costituisce la base affiorante di quasi tutti i massicci carbonatici campani, ha un grado di permeabilità inferiore a quello dei calcari; 3. classe M (media capacità di permeabilità), comprendente i detriti di falda e di conoide, i depositi alluvionali e il complesso delle lave; 4. classe MB (capacità di permeabilità medio-bassa), ad essa appartengono i complessi sabbioso- conglomeratico pliocenico, arenaceo-breccioso miocenico, piroclastico, calcareo-siliceo e fluvio-lacustre e lacustre; Studio idrologico 13

17 5. classe B (bassa capacità di permeabilità),comprendente tutti i depositi prevalentemente argillosi che, a scala regionale, possono considerarsi per lo più impermeabili. Sempre ai fini dei deflussi di piena, è stato mostrato inoltre che una certa influenza viene esercitata anche dalla presenza di copertura boschiva, essenzialmente in funzione del tipo di permeabilità del terreno interessato. La metodologia proposta dal VAPI Campania per la valutazione dei parametri del modello geomorfoclimatico, e cioè del coefficiente di deflusso C f e del tempo di ritardo del bacino t r, assume alla base la suddivisione di ogni bacino complessi omogenei dal punto di vista idrogeologico. In particolare, l intero territorio, è stato suddiviso in: le aree permeabili con copertura boschiva, indicate con A 3 ; le aree permeabili senza copertura boschiva, indicate con A 1 ; le aree a bassa permeabilità, indicate con A Il coefficiente di deflusso C f Dato il significato del coefficiente di deflusso, l ipotesi più semplice per la sua stima consiste nell assumere che esista un valore di C f per ogni singolo complesso omogeneo e nel considerare il valore globale come la media pesata di tali valori caratteristici. Adottando, invece, il metodo geomorfoclimatico, risulta: A1 A2 A3 Cf = Cf1 + Cf2 + Cf3 (11) A A A Nel Rapporto VAPI Campania sono stati stimati per C f1, C f2 e C f3 i seguenti valori: Studio idrologico 14

18 C f1 = coefficiente di afflusso dell area permeabile senza bosco = 0.42; C f2 = coefficiente di afflusso dell area impermeabile = 0.56 C f3 = coefficiente di afflusso dell area permeabile con copertura boschiva = Il tempo di ritardo t r Adottando il metodo geomorfoclimatico, il tempo di ritardo può essere calcolato come media pesata del ritardo medio di ognuno dei complessi idrogeologici eterogenei: t r C A 1.25 C A 1.25 f1 1 f 2 2 = A1 + A2 (12) Cf A 3.6 c1 Cf A 3.6 c2 Campania): Nella precedente risultano (dalle stime effettuate nel Rapporto VAPI c 1 = celerità media di propagazione dell onda di piena nel reticolo idrografico relativa alle aree permeabili senza bosco = 0.23 m/s; c 2 = celerità media di propagazione dell onda di piena nel reticolo idrografico relativa alle aree impermeabili = 1.87 m/s. Per C f1 e C f2 valgono i valori descritti al paragrafo precedente (C f1 = 0.42 e C f2 = 0.56). Studio idrologico 15

19 La piena media annua Definita la legge di probabilità pluviometrica areale e calcolati i parametri C f e t r, la piena media annua viene calcolata, come detto precedentemente, con la relazione: [ ( t )] C f q m IA r A m(q) = (13) 3.6 Nella precedente il coefficiente di attenuazione del colmo di piena dipende in maniera complessa dalla forma della legge di probabilità pluviometrica e dalla risposta della rete idrografica e consente di tenere conto, tra l altro, dell errore che si commette nell assumere che la durata critica del bacino, e cioè la durata della pioggia che causa il massimo annuale del colmo di piena, sia pari al tempo di ritardo t r del bacino stesso. Esso può essere valutato, in prima approssimazione, come: 0.60 q = 0.65 se se k k 1 1 β t r A 1+ t β t r A 1+ t r r d d d c c d c c (14) in cui: β= (C - D z) e d c sono i parametri della legge di probabilità pluviometrica; k 1 è un coefficiente numerico pari a se l area A è espressa in km 2 e il tempo di ritardo t r in ore. Studio idrologico 16

20 3. Idrogrammi di piena Le trasformazioni operate dal bacino sulle piogge dal momento in cui avviene la precipitazione al momento in cui le acque defluiscono alla sezione terminale come portate di piena dipendono da una serie di fenomeni complessi ed interagenti tra di loro per la cui valutazione sono necessari sia i parametri climatici che le caratteristiche geomorfologiche del bacino. Una maniera per tenere conto sinteticamente della trasformazione globale operata dal bacino è considerare quest ultimo come un tutt uno, un sistema ad un ingresso (le precipitazioni areali) e ad un uscita (i deflussi di piena). In tal caso la trasformazione operata dal bacino prende il nome di risposta del sistema o funzione di trasferimento. Il sistema bacino può essere considerato composto da due sottosistemi: i versanti, sui quali avviene per la gran parte la trasformazione delle precipitazioni totali in piogge effettive, ed il reticolo idrografico dove l onda di piena si forma e viene trasferita alla sezione terminale. In realtà spesso il tempo di stazionamento sui versanti può non essere trascurabile. Tuttavia, data la complessità del problema, si fa in generale riferimento allo schema semplificato secondo il quale il versante agisce solo da filtro sulle intensità e sui volumi delle piogge senza modificarne l andamento temporale. Si considera dunque come risposta del bacino quella del reticolo idrografico che richiede in ingresso le piogge nette e presenta in uscita l idrogramma di piena. Nell ipotesi che il sistema idrologico bacino possa essere ritenuto lineare e stazionario, la sua risposta è caratterizzata dalla conoscenza di una distribuzione chiamata idrogramma unitario istantaneo (IUH), che rappresenta l idrogramma in uscita dal bacino quando l ingresso è di tipo impulsivo unitario. In accordo con il recente sviluppo delle teorie geomorfologiche, nel Rapporto VAPI Campania è stata proposta come risposta unitaria istantanea Studio idrologico 17

21 (IUH) una funzione Gamma a 2 parametri, corrispondente al modello concettuale di invasi in serie di Nash e descritta dall espressione u(t) = 1 t k Γ(n) k n 1 exp t k (15) in cui: Γ(n) è la funzione Gamma completa; n è il parametro di forma della distribuzione; k è il parametro di scala. Il parametro fondamentale dell IUH è la sua media, nota come tempo di ritardo t r, che rappresenta il ritardo medio che la rete, con la sua risposta, induce sulle precipitazioni areali. La risposta del bacino è dunque nota se si conosce t r e si fissa la forma della distribuzione. Per la distribuzione descritta dalla (16) risulta t r = n. k e se si pone n = 2 si può scrivere: 4 t u(t) = exp 2 t r t r t t r (16) Definito l IUH del bacino, l idrogramma di piena che si genera a seguito di un dato evento pluviometrico i(t) si calcola come convoluzione dall IUH: q(t) = t 0 i(t τ) u( τ)dτ (17) Studio idrologico 18

22 4. Modelli di trasformazione afflussi-deflussi HEC-HMS 4.1 Generalità Il modello matematico implementato nel codice di calcolo HEC- HMS del US Army Corps of Engineers, Hydrologic Engineering Center, consente l analisi della trasformazione degli afflussi meteorici in deflussi superficiali. In particolare, HEC HMS è stato progettato per poter essere applicato in un ampio campo di problemi idrologici: studio dei deflussi in grandi bacini idrografici; analisi dei deflussi di piena; analisi dei deflussi provenienti da piccoli bacini urbani o rurali; disponibilità idriche di regioni geografiche; studio dei sistemi di drenaggio urbani; previsione dei deflussi; riduzione dei danni dovuti alle piene fluviali; gestione delle aree golenali; regolazione di sistemi idraulici. L esecuzione di una simulazione idrologica richiede la specificazione di tre insiemi di dati (componenti idrologici): Basin Model: rappresentazione fisica delle caratteristiche del bacino idrografico Meteorologic Model: dati meteorologici relativi alle precipitazioni e evotraspirazione; Control Specifications: informazioni temporali necessarie per la simulazione. Di seguito sono descritti sinteticamente i singoli componenti. Studio idrologico 19

23 4.2 Il Componente Basin Model Per la caratterizzazione fisica del bacino, il modello richiede innanzi tutto di specificare gli elementi idrologici presenti, quali bacini, fiumi, serbatoi, confluenze, sorgenti, ecc. Contemporaneamente è necessario indicare: 1. Il metodo di calcolo delle perdite di bacino (Deficit/Constant, Green e Ampt, Distribuito SCS Curve Number, Distribuito SMA, Initial/Costant, SCS Curve Number, SMA). 2. Il metodo di calcolo della Trasformazione afflussi deflussi (Idrogramma unitario di Clark, Cinematico, ModClark, Idrogramma unitario di Snyder, Idrogramma unitario SCS, Idrogramma unitario specificato dall utente). 3. Metodo di calcolo del deflusso a pelo libero nei corsi d acqua (Cinematico, Muskingum, Muskingum-Cunge). Il deflusso sui sottobacini può essere calcolato sia in maniera semplificata (lumped mode) che in maniera distribuita (distributed mode). Nel primo caso le precipitazioni e le perdite sono mediate spazialmente sul sottobacino. Nel secondo caso le precipitazioni sono specificate sulla base di un reticolo a griglia, e le perdite e la pioggia efficace sono considerate separatamente per ogni cella della griglia del sottobacino. In quest ultimo caso la pioggia efficace è trasformata in deflusso superficiale con il metodo di Clark modificato. Nel presente studio si è fatto riferimento: all SCS Curve Number, per la caratterizzazione delle perdite del bacino, è adottato all Idrogramma unitario SCS per la trasformazione afflussi-deflussi. Studio idrologico 20

24 4.2.1 Calcolo delle perdite di bacino Il metodo del Curve Number, CN, proposto dal Soil Conservation Service (SCS), consente il calcolo delle piogge nette. Scritta l equazione di continuità nella forma: P net ' = P S (18.) dove P net (mm), P (mm) e S (mm) indicano rispettivamente il volume specifico di pioggia netta, il volume specifico affluito e il volume specifico infiltrato valutati fino all istante t, il metodo ipotizza che sussista la relazione di proporzionalità: ' S S P net = (19.) P I a in cui S è il massimo volume specifico di acqua che il terreno può trattenere in condizioni di saturazione e Ia è la perdita iniziale, ovvero il valore limite dell altezza di pioggia che il terreno può trattenere nella fase iniziale del fenomeno, senza che si abbia produzione di deflusso. In realtà il parametro Ia tiene conto anche di quel complesso di fenomeni, quali l intercettazione da parte della vegetazione e l accumulo delle depressioni superficiali, che ritardano il verificarsi del deflusso superficiale. Combinando le due equazioni precedenti si trova: P net 0 = 2 ( ) P Ia ( P I + S) a P I a P < I a (20.) La valutazione di S può essere ricondotta a quella dell indice CN, al quale S risulta legato dalla relazione: Studio idrologico 21

25 ( 100 / CN 1) S = 254 (4.1.) valida se S è espressa in mm. L indice CN è un numero adimensionale, compreso tra 0 e 100, funzione della natura del suolo, del tipo di copertura vegetale e delle condizioni di umidità del suolo antecedenti la precipitazione. Per la determinazione di questo indice, SCS ha classificato i vari tipi di suolo in quattro gruppi (A, B, C, D) sulla base della capacità di assorbimento del terreno nudo a seguito di prolungato adacquamento: GRUPPO A suoli aventi scarsa potenzialità di deflusso. Comprende sabbie profonde con scarsissimo limo e argilla; ghiaie profonde, molto permeabili. Capacità di infiltrazione in condizioni di saturazione molto elevata. GRUPPO B suoli aventi moderata potenzialità di deflusso. Comprende suoli sabbiosi meno profondi rispetto al gruppo A. Alta capacità di infiltrazione anche a saturazione. GRUPPO C suoli aventi potenzialità moderatamente alta di deflusso. Suoli sottili e suoli con grande quantità di argilla e colloidi, anche se meno che nel gruppo B. Scarsa capacità di infiltrazione e saturazione. GRUPPO D suoli aventi potenzialità di deflusso molto alta. Argille con alta capacità di rigonfiamento; suoli sottili con orizzonti pressoché impermeabili in vicinanza della superficie. Per ogni gruppo sono riportati, di seguito, i valori di CN in funzione anche dell uso del suolo. Tipo di copertura (uso del suolo) A B C D Terreno coltivato. Senza trattamenti di conservazione Terreno coltivato. Con interventi di conservazione Terreno da pascolo. Cattive condizioni Terreno da pascolo. Buone condizioni Praterie. Buone condizioni Studio idrologico 22

26 Tipo di copertura (uso del suolo) A B C D Terreni boscosi o forestali. Terreno sottile, sottobosco povero, senza foglie Terreni boscosi o forestali. Sottobosco e copertura buoni Spazi aperti, prati rasati, parchi. Buone condizioni con almeno il 75% dell area con copertura erbosa Spazi aperti, prati rasati, parchi. Condizioni normali con copertura erbosa intorno al 50% Aree commerciali (impermeabilità 85%) Distretti industriali (impermeabilità 72%) Aree residenziali. Impermeabilità media 65% Aree residenziali. Impermeabilità media 38% Aree residenziali. Impermeabilità media 30% Aree residenziali. Impermeabilità media 25% Aree residenziali. Impermeabilità media 20% Parcheggi impermeabilizzati, tetti Strade pavimentate, con cordoli e fognature Strade inghiaiate o selciate con buche Strade in terra battuta Tabella 4.1. : Valori del Curve Number in funzione dell uso del suolo e della geologia dei terreni. Per quanto riguarda l influenza dello stato di imbibimento del suolo all inizio dell evento meteorico, il metodo individua tre classi caratterizzate da differenti condizioni iniziali (AMC, Antecedent Moisture Condition), a seconda del valore assunto dall altezza di pioggia caduta nei cinque giorni precedenti l evento meteorico, come indicato nella tabella seguente. Classe AMC Precipitazione nei 5 giorni precedenti [mm] Stagione di riposo Stagione di crescita I <13 <36 II III >28 >54 Studio idrologico 23

27 I valori del CN riportati nella Tabella 4.1. si riferiscono ad una condizione di umidità del suolo all inizio dell evento meteorico di tipo standard, precisamente quella intermedia indicata come AMC II (Antecedent Moisture Condition II). Per condizioni iniziali differenti vengono utilizzate delle relazioni di trasformazione del valore CN(II) relativo alla condizione AMC II, rispettivamente nel valore relativo AMC I, CN(I), ed in quello relativo a AMC III, CN(III). Per la stima di Ia, si può fare ricorso alla seguente relazione: I a = 0.2 S (21.) Secondo Wisner (1983) la precedente assunzione relativa alla depurazione iniziale è poco cautelativa, in quanto porta a sovrastime di I a e, di conseguenza, a sottostime dei deflussi di piena. L autore consiglia di adottare valori di I a non superiori a 2 o 3 mm Modello di trasformazione afflussi-deflussi Tra i modelli di trasformazione afflussi/deflussi presenti in HEC-HMS, è stato utilizzato quello basato sull idrogramma unitario adimensionale del SCS (1972), avente in ascisse il rapporto tra il tempo e l istante di picco e in ordinate il rapporto tra la portata istantanea e la portata di picco. Tale modello richiede come unico parametro d ingresso il tempo di ritardo, t lag (ore), che intercorre tra i baricentri del pluviogramma efficace e dell idrogramma superficiale. In mancanza dei dati che consentano la taratura del parametro t lag, in letteratura viene suggerito di stimarlo come il 60% del tempo di corrivazione del bacino, t c : t lag =0,6 t c (22) Studio idrologico 24

28 4.3 Il Componente Meteorologic Model Il set di dati Meteorologic Model contiene l insieme di informazioni richieste per la definizione di precipitazioni storiche o ipotetiche, che devono essere usate assieme ad un modello di bacino (Basin Model). Gli ietogrammi che è possibile utilizzare in HEC-HMS sono i seguenti: Ietogrammi specificati dall utente Ietogramma Chicago Standard Project Storm del Corpo degli Ingegneri USA. Ciascun ietogramma, eventualmente pesato, può essere associato a ciascun sottobacino. È possibile anche inserire precipitazioni su un reticolo regolare (ad esempio da misure radar). Nel componente Meteorologic Model vengono inoltre definiti i dati necessari per il calcolo delle perdite per evapotraspirazione. 4.4 Il Componente Control Specifications Il set di dati Control Specifications comprende i dati di inizio e fine di una simulazione idrologica, e l intervallo temporale da utilizzare nei calcoli. 4.5 Visualizzazione dei risultati I risultati di una simulazione idrologica possono essere visualizzati e stampati in forma tabulare o grafica: Tabelle: Tabella riassuntiva principale (Global Summary Table); Tabella riassuntiva dei singoli elementi idrologici; Serie temporale dei risultati per i singoli elementi idrologici. Grafici: Idrogramma dei deflussi liquidi; Andamento nel tempo delle altezze liquide; Perdite idrologiche. Studio idrologico 25

29 5. Risultati Come specificato in premessa, il calcolo della portata di piena e del relativo idrogramma è stato effettuato facendo riferimento alle metodologie proposte nel Rapporto VAPI Campania e, a conferma dei risultati ottenuti, con il metodo dell SCS Unit Hydrogtraph. Di seguito si riportano sinteticamente i risultati ottenuti 5.1 Metodo VAPI Rispetto ai bacini considerati nel PAI si è provveduto ad un infittimento delle sezioni di chiusura, in particolare in prossimità degli affluenti più importanti e significativi dal punto di vista idrologico ed idraulico. Le sezioni di chiusura individuate sono riportate di seguito. Il codice identificativo è coincidente con quello riportato nel Sistema Informativo Geografico del PAI. Le nuove sezioni di chiusura sono state identificate aggiungendo una lettera al codice originario della sezione più vicina. Fiume Capodifiume Codice C_01 C_01a Descrizione Fiume Capodifiume alla foce Fiume Capodifiume a monte di Via Licinella C_01b C_01c Fiume Capodifiume in località Santa Venere Fiume Capodifiume a monte dell attraversamento ferroviario C_01d Fiume Capodifiume a monte dell attraversamento SS 18 C_02 C_02a Fiume Capodifiume a monte dei templi (attraversamento SP 276) Fiume Capodifiume in località Cortigliano (valle) Studio idrologico 26

30 C_02b C_02c C_02d Fiume Capodifiume in località Cortigliano (monte) Fiume Capodifiume in località Macchia d Olmo (valle) Fiume Capodifiume in località Macchia d Olmo (monte) Per la stima delle portate di piena per preassegnati tempi di ritorno è stato necessario individuare, per ogni bacino: le caratteristiche geometriche: area, quota minima, quota massima e quota media; il coefficiente di deflusso C f ed il tempo di ritardo t r. Per la determinazione dei parametri C f e t r del modello geomorfoclimatico è stato necessario innanzitutto definire, per ogni bacino, i complessi omogenei dal punto di vista idrogeologico. In particolare, note per ogni bacino le aree permeabili ed impermeabili, (dedotte dalla Carta della permeabilità fornita dall Autorità di Bacino Sinistra Sele) e le aree ricoperte da bosco (ricavate dalla carta della Copertura boschiva ad uopo redatta), è stato possibile determinare le aree A 1, A 2 e A 3 così come definite al paragrafo Calcolati i suddetti parametri, è stato possibile stimare i valori della piena media annua e tutte le portate al variare del periodo di ritorno, come descritto in dettaglio al paragrafo In tabella sono riportati unicamente i risultati relativi alla carta della permeabilità media cui si farà riferimento nel prosieguo dello studio. Studio idrologico 27

31 Codice A Y max Y min Y med Area Quota massima Quota minima Quota media (Km 2 ) (m s.l.m.m.) (m s.l.m.m.) (m s.l.m.m.) C_ C_01a C_01b C_01c C_01d C_ C_02a C_02b C_02c C_02d Tabella 1: Caratteristiche fisiografiche dei bacini Codice A A1 A2 A3 Area Area permeabile senza bosco Area impermeabile Area permeabile con bosco (Km 2 ) (Km 2 ) (Km 2 ) (Km 2 ) C_ C_01a C_01b C_01c C_01d C_ C_02a C_02b C_02c C_02d Tabella 2: Caratteristiche geomorfologiche dei bacini Studio idrologico 28

32 Codice m[i 0 ] d c C D β (mm/ora) C_ C_01a C_01b C_01c C_01d C_ C_02a C_02b C_02c C_02d Tabella 3: Parametri ponderati delle leggi pluviometriche dei bacini A C f t r K A m[i A (t r )] n m(q) Codice Area Coefficiente di deflusso Tempo di ritardo Coefficiente di riduzione areale Media dell'intensità di pioggia areale Coeff. di potenza della LPP di tipo monomio equivalente Portata media annua (Km 2 ) (ore) (mm/ora) (m 3 /s) C_ C_01a C_01b C_01c C_01d C_ C_02a C_02b C_02c C_02d Tabella 4: Medie dei massimi annuali delle portate al colmo per i bacini Studio idrologico 29

33 Codice Q 2 Q 5 Q 10 Q 20 Q 30 Q 50 Q 100 Q 300 Q 500 Q 1000 Portata (m 3 /s) C_ C_01a C_01b C_01c C_01d C_ C_02a C_02b C_02c C_02d Tabella 5: Portate di piena dei bacini per preassegnati periodi di ritorno 5.2 SCS Unit Hydrograph Calcolo delle perdite nel bacino Come specificato al paragrafo 3.2.1, le perdite nel bacino sono state calcolate attraverso il metodo del Curve Number. Il valore di CN è stato calcolato in funzione del tipo di copertura vegetale e della natura del suolo, considerando condizioni di umidità all inizio dell evento di tipo standard. È risultato : CN = 91. Di conseguenza S = mm I a = 5.02 mm Studio idrologico 30

34 P net = mm SCS Unit Hydrograph Il tempo di ritardo, t lag, è stato calcolato in funzione del tempo di corrivazione t c con la nota formula di Giandotti: t lag = 375 min. Lo ietogramma considerato ha quindi durata 375 min e altezza di pioggia p net = mm. La portata di picco è m(q) = 7.2 m 3 /s per cui Q 100 = m 3 /s Studio idrologico 31