Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 1 / 20 )

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1 Evaporazione È il flusso di vapore acqueo che viene trasferito dal bacino all atmosfera. Definizione: il tasso di evaporazione o velocità di evaporazione è l altezza di acqua liquida che viene evaporata nell unità di tempo. Ha le dimensioni di una lunghezza diviso un tempo, ed è in genere espressa in mm/giorno. Il tasso di evaporazione può essere medio o istantaneo. Le gocce d acqua meteorica che arrivano al suolo (vegetato e non), o ai corpi idrici, hanno già subito l evaporazione nei vari processi di formazione della precipitazione. Dopo che la pioggia ha raggiunto il suolo (includendo in esso anche la vegetazione e i corpi idrici), l evaporazione ha ancora luogo: da volumi d acqua raccolti dagli apparati fogliari per intercezione da volumi d acqua del velo idrico superficiale (detenzione superficiale) da volumi d acqua delle depressioni superficiali e invasati nella rete idrografica e nei corpi idrici dal suolo spoglio di vegetazione (alimentata dal contenuto idrico del suolo) dal suolo vegetato (la vegetazione libera vapore acqueo attraverso la traspirazione) Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 1 / 20 ) Il potere evaporante dell atmosfera Rappresenta la capacità dell atmosfera ad accogliere vapore acqueo: esso è proporzionale alla differenza fra umidità (assoluta) di saturazione ρ vs ed umidità (assoluta) ρ v dell aria all interfaccia suolo-atmosfera: ρ vs ρ v. Ci si può riferire in modo equivalente alla differenza fra tensione (o pressione) di vapore saturo p vs e la tensione di vapore p v : p vs p v. Legge di Dalton (1802) approssimata (r è l umidità relativa): E = K(p vs p v ) = Kp vs (T )(1 r) Legge di Tetens (1930), T è in Celsius: [ ] 17.27T p vs (T ) = 611 exp T [Pa] Legge dei gas ideali, T è in Kelvin, R è la costante del gas aria secca: p v = 1.61ρ v RT p vs = 1.61ρ vs RT r = ρ v ρ vs = p v p vs La pressione di vapore saturo cresce con la temperatura (dalla legge di Tetens). Per la legge di Dalton, si evince anche: il potere evaporante dell atmosfera aumenta con la temperatura Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 2 / 20 )

2 Fattori che influenzano l evaporazione da specchi d acqua Quota: all aumentare della quota diminuisce il potere evaporante dell atmosfera (perchè diminuisce la temperatura e quindi ρ vs ) Radiazione solare: essa fornisce l energia per la trasformazione di fase da liquido (acqua) o solido (ghiaccio, neve) a gas (vapore). L evaporazione cresce all aumentare della radiazione solare. Metodo del bilancio energetico. Velocità del vento: esso favorisce a) il processo di diffusione del vapore verso l alto, b) il ricambio dell aria all interfaccia che tende a saturarsi. All aumentare della velocità del vento aumenta l evaporazione. Metodo aereodinamico. Fetch, ovvero la lunghezza del lago misurata lungo la direzione del vento. A fetch maggiori corrisponde una diminuzione dell evaporazione, per la diminuita capacità di ricambio dell aria dovuta al vento. Gradiente verticale di temperatura. Forti gradienti favoriscono l instaurarsi di moti convettivi che facilitano il trasporto verticale di vapore acqueo Ovviamente, negli specchi d acqua, l implicita condizione di disponibiltà di acqua non costituisce fattore limitante per l evaporazione. Evaporimetri: strumenti utilizzati per la misura dell evaporazione. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 3 / 20 ) Ordini di grandezza dell evaporazione da specchi d acqua Laghi alpini (2500 m.s.l.m.) 150 mm/anno Zone tropicali 3000 mm/anno Mar Morto 2400 mm/anno Zone mediterranee mm/anno Sardegna 1500 mm/anno in pianura, 1000 mm/anno in zone montuose Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 4 / 20 )

3 Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 5 / 20 ) Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 6 / 20 )

4 Evaporazione: formule pratiche ricavate da evaporimetri Lugeon. (evaporimetro Piche) Evaporazione mensile in mm/mese: E = 0.398n[p vs (T ) p v ] T B p v La pressione p vs, p v, B è espressa in millimetri di mercurio. Servizi URSS. (piccoli specchi d acqua) Evaporazione mensile in mm/mese: E = 0.15n[p vs (T ) p v ]( V ) La pressione p vs, p v è espressa in millibar. n = numero di giorni del mese T = temperatura media mensile in Celsius p v, p vs = pressione di vapore e di vapore saturo all interfaccia B = media mensile della pressione barometrica V = velocità media del vento in m/s a 2 m. dalla superficie dell acqua Evaporazione da specchi d acqua estesi L evaporazione si stima moltiplicando per le misure fornite da un evaporimetro o l evaporazione stimata da formula ricavata da evaporimetri. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 7 / 20 ) Evaporazione da suolo spoglio di vegetazione Il suolo contiene normalmente dell acqua nelle sue porosità. L evaporazione dal suolo è alimentata dal contenuto idrico dello strato più superficiale. Il contenuto idrico del suolo può costituire un fattore limitante per l evaporazione: infatti l evaporazione cessa quando esso è pari o minore del contenuto igroscopico (2-5 % in volume). L evaporazione da suolo spoglio di vegetazione dipende: dai fattori che influenzano l evaporazione da specchi d acqua dal contenuto idrico del suolo (e dalla capacità di ricambio: exfiltrazione) L evaporazione dal suolo saturo spoglio di vegetazione si esprime in percentuale della evaporazione che si avrebbe da uno specchio d acqua. Esempio: sabbie fini 100 %, marne 90%, argille %. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 8 / 20 )

5 I mezzi porosi Il suolo ed il sottosuolo sono generalmente mezzi porosi: fra i grani di materiale solido rimangono dei vuoti, per gran parte interconnessi e comunicanti, che possono contenere dell acqua. Consideriamo un volume V T di suolo. Esso sarà costituito da un volume V g dei grani e un volume V v dei vuoti: V T = V g + V v. Definiamo: Porosità η = V v V T : è il rapporto fra il volume dei vuoti (disponibili) e il volume totale del mezzo poroso. Umidità del suolo (o contenuto idrico) θ = V w V T : rapporto fra il volume d acqua V w contenuto nel suolo e il volume totale del mezzo poroso. Vale sempre la relazione 0 θ η θ = η il suolo è saturo (i vuoti sono completamente riempiti d acqua) θ < η il suolo è non saturo (i vuoti sono riempiti in parte d acqua e in parte d aria) Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 9 / 20 ) Alcuni riferimenti sul contenuto idrico del suolo θ = η Saturazione tutte le porosità sono riempite d acqua. θ = θ c Capacità di campo o capacità di ritenzione: è la massima quantità d acqua che un terreno perfettamente drenato e ben irrigato riesce a trattenere all azione gravitazionale. θ = θ a Punto di appassimento: rappresenta il minimo contenuto idrico del suolo, al di sotto del quale l apparato radicale non è in grado di estrarre acqua dal suolo. Se permane una condizione di contenuto idrico inferiore al punto di appassimento la pianta appassisce e muore. θ = θ i Contenuto igroscopico: rappresenta il contenuto idrico del suolo, al di sotto del quale cessa qualsiasi attività di evaporazione. (il contenuto igroscopico θ i è in genere circa pari al 2% 4% in volume). Valgono in genere le seguenti diseguaglianze: θ i < θ a < θ c < η Alcuni autori hanno proposto inoltre la seguente relazione: θ c 2θ a Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 10 / 20 )

6 Traspirazione È il processo di scambio d acqua nella forma di vapore dal bacino verso l atmosfera, effettuato dalla vegetazione. Definizione: il tasso di traspirazione è l altezza di acqua liquida che viene traspirata nell unità di tempo. Ha le dimensioni di una lunghezza diviso un tempo. Le radici attingono acqua dal suolo (dalla profondità di qualche centimetro sino a diversi metri). L acqua viene trasportata sino alle foglie. Gli stomi (piccole cavità o pori superficiali posti sulle foglie) permettono l evaporazione dell acqua su una superficie molto maggiore della superficie delle foglie. La traspirazione dipende da: 1 Potere evaporante dell atmosfera 2 Tipo di vegetazione, sviluppo vegetativo, apertura degli stomi (che ha cicli giornalieri e stagionali, dipendenti anche dalla luce, dal calore, dall umidità dell aria) 3 Contenuto idrico del suolo. Se scarso, può essere un fattore limitante. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 11 / 20 ) Evapotraspirazione - I Evapotraspirazione: spesso ha interesse valutare il flusso complessivo d acqua allo stato di vapore che passa dal bacino all atmosfera per effetto sia della traspirazione della vegetazione che della evaporazione dal terreno e dalle superfici d acqua nel bacino invasate nelle diverse forme (depressioni e detenzione superficiale, rete idrografica, intercezione). Definizione: il tasso di evapotraspirazione è l altezza di acqua liquida che viene complessivamente traspirata dalla vegetazione ed evaporata dal suolo e dalle superfici d acqua nell unità di tempo. Ha le dimensioni di una lunghezza diviso un tempo. In genere si valuta l evapotraspirazione media in un intervallo di tempo. Il lisimetro è un apparato per la misura dell evapotraspirazione: è un recipiente interrato, con pareti laterali e di fondo impermeabili, ripieno di terreno con eventuale coltura o vegetazione. In esso si può riprodurre artificialmente una falda freatica. Stima indiretta dell evapotraspirazione: ET = P D V, dove P è l afflusso meteorico, D è il deflusso uscente, V la variazione del volume d acqua invasato (valutato con una pesa). Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 12 / 20 )

7 Evapotraspirazione - II ET : Evapotraspirazione (reale). Talvolta detta anche evapotraspirazione attuale. È il risultato della interazione suolo-vegetazione-atmosfera, ed è quella che realmente avviene. Dipende da: 1 potere evaporante dell atmosfera; 2 vegetazione (tipo, sviluppo e stadio vegetativo); 3 contenuto idrico del suolo. ET p : Evapotraspirazione potenziale. È l evapotraspirazione che avviene quando il contenuto idrico del suolo non costituisce fattore limitante per essa. La disponibilità d acqua nel suolo è almeno pari alla quantità d acqua che il sistema suolo-vegetazione-atmosfera è in grado di fare evaporare. Dipende solo da 1 (pot. evap. atmosf.) e 2 (vegetazione). ET ET p ET p0 : Evapotraspirazione potenziale di riferimento. È l evapotraspirazione da una copertura erbosa fitta ed uniforme bene irrigata, alta 8-15 cm, in fase di crescita. Ci si riferisce ad essa per eliminare la dipendenza dal punto 2 (vegetazione). ET p0 dipende solo dalle condizioni climatiche. Si stima per primo ET p0, quindi ET p, infine ET. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 13 / 20 ) Evapotraspirazione - III Stima di ET p0 : Evapotraspirazione potenziale di riferimento. Esistono alcuni metodi e formule per la stima in funzione di parametri ambientali. Stima di ET p : Evapotraspirazione potenziale. Gli agronomi la ottengono moltiplicando ET p0 per un coefficiente che dipende da: - tipo di coltura - stadio dello sviluppo vegetativo Stima di ET : Evapotraspirazione reale. Dipende dal contenuto idrico θ del suolo: - ET = ET p se θ θ d - ET = αet p se θ < θ d L attività vegetativa delle piante si riduce quando il contenuto idrico del suolo θ diventa inferiore al valore critico θ d, e cessa completamente al di sotto del punto di appassimento (θ w ). Il valore di α, sempre compreso fra 0 e 1, si ottiene da espressioni analitiche del contenuto del suolo θ. Un esempio è riportato in Figura (α = ET (θ)/et p = f (θ)). Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 14 / 20 )

8 Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 15 / 20 ) Evapotraspirazione - Formule pratiche: Turc (1954) Fornisce direttamente l evapotraspirazione reale (ET) media annua in mm: ET = P (P/L) 2 dove L = T a T 3 a ET = evapotraspirazione reale media annua (climatologica) in mm P = altezza di precipitazione media annua in mm T a = temperatura media annua in Celsius È stata ricavata da Turc dall esame di oltre 250 bacini in diverse zone del globo. Sulla base di una analisi di 192 bacini in Sicilia, Santoro (1970) ha proposto la seguente modifica per calcolare L (validità 10 o C < T a < 18 o C ): L = T a T 3 a NOTA: Talvolta P e T a, e di conseguenza anche ET, anzichè essere riferite a valori climatologici (medie su diversi anni), vengono riferite ad un preciso anno idrologico (dal 1 Ottobre al 30 Settembre) Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 16 / 20 )

9 Evapotraspirazione - Formule pratiche: Thornthwaite Non fa distinzione per il tipo di coltura, fornisce direttamente ET p. Evapotraspirazione potenziale media mensile in mm/mese: (ET p ) i = 16.2b i ( 10Ti I (ET p ) i = evapotraspirazione potenziale nel mese i T i = temperatura media in Celsius registrata nel mese i per il quale si vuole la stima di ET p b i = parametro che dipende dal numero medio di ore di insolazione giornaliera e dal numero di giorni nel mese i. Fissata la latitudine, per ogni mese i il valore b i è fornito dalla Tabella 5.9 Bras. I = indice termico annuale. È funzione delle medie delle temperature storiche mensili T m nella località: ) a I = 12 ( Tm 5 m=1 ) 1.51 a = I Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 17 / 20 ) Tabella per calcolo b i della formula di Thornthwaite Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 18 / 20 )

10 Evapotraspirazione - Formule pratiche: Blaney e Criddle Evapotraspirazione potenziale di riferimento media mensile in mm/mese: (ET p0 ) i = [kp (0.46T i + 8) 2] n i (ET p0 ) i = evapotraspirazione potenziale di riferimento nel mese i n i = numero di giorni nel mese i T i = temperatura media in Celsius registrata nel mese i per il quale si vuole la stima di ET p0 k = parametro che dipende dal minimo di umidità relativa, velocità media del vento in m/s nelle ore diurne, rapporto fra durata effettiva e durata teorica dell insolazione. Tabella 4.9 Moisello. p = media mensile della durata astronomica del giorno, espressa in percentuale del totale di ore diurne dell anno (pari a 4380 = 12*365): p = N N (media mensile della durata astronomica del giorno in ore) è fornito dalla Tabella 4.7 Moisello. Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 19 / 20 ) Tabelle per la formula di Blaney e Criddle Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 20 / 20 )