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Corso di Idrogeologia Prof.ssa Libera Esposito Programma del corso • Fattori di condizionamento del circuito delle acque • Rilevamento dei dati idrogeologici di base • Prospezione idrogeologiche Rilevamento dei dati idrogeologici di base • Rilevamento idrogeologico • Raccolta e archiviazione dei dati idrogeologici • Rilevamento dei dati idrometeorologici Prospezioni idrogeologiche • Perforazioni e condizionamento dei fori • Piezometria • Prove idrauliche Acqua pura e Acqua naturale Il ciclo dell’acqua Il ciclo dell’acqua Se l’acqua evaporata ricade sulla superficie terrestre, si parlerà di “CICLO CONTINENTALE”; se, viceversa, essa ricade nell’idrosfera si parlerà di “CICLO OCEANICO” Il ciclo idrologico relativo all’intero globo terrestre può essere sintetizzato dalla seguente equazione: P=E (1) l’acqua che precipita deve essere uguale a quella che evapora P=precipitazioni E=evaporazione R=ruscellamento I =infiltrazione Il ciclo idrologico relativo alle sole aree continentali può essere espresso dalla equazione (1) modificata P=E+R+I (2) Il ciclo dell’acqua ACQUE SUPERFICIALI ACQUE di INFILTRAZIONE Si suddividono in: Si suddividono in: Acque di EVAPORAZIONE Acque di EVAPOTRASPIRAZIONE Acque di RUSCELLAMENTO Acque di INFILTRAZIONE EFFICACE Er Ep LE ACQUE DI INFILTRAZIONE EFFICACE SONO QUELLE CHE ALIMENTANO, PER VIA SOTTERRANEA, LE SORGENTI, I FIUMI, I LAGHI, FINO A SFOCIARE IN MARE SE IL TEMPO IMPIEGATO DALLE ACQUE INFILTRAZIONE EFFICACE PER RAGGIUNGERE MARE E’ BREVE, SI PARLA DI ACQUE CIRCOLAZIONE ATTIVA; VICEVERSA, SI PARLA ACQUE DI FONDO DI IL A DI Esistono anche: ACQUE FOSSILI O CONNATE: Acque intrappolate nella roccia al momento della su formazione; ACQUE IUVENILI: Acque di origine profonda, di neoformazione, associate, in modo prevalente, a manifestazioni idrotermali di corpi magmatici in via di raffreddamento Il ciclo dell’acqua EQUAZIONE DEL BILANCIO IDROLOGICO: P = E (Er o Ep) + R + I (3) CONSENTE DI VALUTARE LA POTENZIALITA’ IDRICA SOTTERRANEA DI UNA DETERMINATA IDROSTRUTTURA b Esempio: Acquifero carbonatico sorgente a pianta Argille impermeabili Se dalla (3) ricavo I (infiltrazione efficace) ottengo: P-E-R=I I = POTENZIALITA’ IDRICA SOTTERRANEA (m3/anno) Il ciclo dell’acqua RISVOLTI APPLICATIVI: A) Emungo più acqua di quanta me ne può dare la mia idrostruttura sovrasfruttamento dell’acquifero prosciu-gamento delle sorgenti 1) Piezometrica in condizioni di equilibrio sorgente sezione a-b 2) Piezometrica in condizioni di sovrasfruttamento 1 2 successiva precedent e Il ciclo dell’acqua B) Inversione dei rapporti fiume-falda 1. fiume 2. fiume 3. fiume La falda alimenta il fiume Indice L’acqua in natura Acqua pura e acqua naturale Il ciclo dell’acqua Situazione limite: il fiume alimenta la falda perché la superficie piezometrica si è depressa Caso estremo: il fiume alimenta la falda per percolazione Il ciclo dell’acqua C) Inversione dei rapporti tra falde sovrapposte p.c. 2a falda 1a falda impermeabile saturo impermeabile p.c. 1a falda impermeabile 2a falda impermeabile Fattori di condizionamento del ruscellamento superficiale e dell’infiltrazione delle acque nel sottosuolo • Fattori meteorologici • Fattori morfologici • Fattori geologici • Fattori biologici Fattori meteorologici • Precipitazioni Le precipitazioni incidono sui quantitativi di acqua di infiltrazione e/o di ruscellamento per: a) QUANTITA’ b)QUALITA’ c)INTENSITA’ INFILTRAZIONE DECRESCENTE • Temperature dell’aria e del suolo Elevate temperature favoriscono alti valori di evapotraspirazione, mentre il suolo gelato favorisce il ruscellamento. • Umidità dell’aria Maggiore umidità relativa comporta una minore aliquota di acqua di evapotraspirazione e viceversa Fattori morfologici • Pendenza dei versanti Una maggiore pendenza dei versanti favorisce il ruscellamento all’infiltrazione e viceversa; A PARITA’ DI LITOLOGIA P Favorito il ruscellamento all’infiltrazione P R I Favorita l’infiltrazione al ruscellamento • Spartiacque Glisuperficiali spartiacque superficiali rappresentano delle zone, topograficamente più elevate, dalle quali le acque di ruscellamento superficiale (acque di ruscellamento) tendono ad allontanarsi. Solitamente, le acque superficiali si dirigono verso corsi d’acqua superficiali (ad es. fiumi). Spartiacque superficiale R R Fiume Se le acque di scorrimento superficiale, provenienti da una zona di spartiacque superficiale, convogliano verso un bacino chiuso, privo di emissario superficiale (ad es. una conca endoreica), esse possono infiltrarsi in un secondo momento dando luogo all’importante fenomeno di INFILTRAZIONE SECONDARIA. Spartiacque superficiale 90 80 70 60 60 70 80 90 Conca endoreica PUNTO DI INFILTRAZIONE SECONDARIA Fattori biologici Tra i fattori biologici che condizionano fortemente il fenomeno di infiltrazione e di ruscellamento si deve annoverare la VEGETAZIONE Essa agisce nei modi seguenti: •Rallenta la caduta delle acque al suolo (specialmente nei boschi), favorendo, in tal modo, l’assorbimento delle acque di precipitazione meteorica (ossia l’infiltrazione); Indice Fattori di condizionamento del circuito delle acque •Ne facilita l’assorbimento, grazie all’elevato potere ritensivo dello strato più superficiale di terreno Fattori di condizionamento del ruscellamento superficiale e dell’infiltrazione delle acque nel sottosuolo In figura sono riportati i quantitativi di acqua di ruscellamento misurati in un bosco di 16 ettari della Carolina del Nord, prima e dopo il taglio: •Prima del taglio, avvenuto nel 1939, il deflusso sup. era quasi nullo; Fattori meteorologici •E’ poi salito improvvisamente nel 1941, portandolo a valori di 360 mm; Fattori morfologici •Ha impiegato 25 anni per ritornare quasi ad una situazione di equilibrio. Fattori geologici Fattori biologici N.B.: SI RAMMENTA, PERO’, CHE IL BOSCO FA AUMENTARE LE PERDITE DI ACQUA PER EVAPOTRASPIRAZIONE Fattori geologici • La litologia della formazione affiorante: quindi, il suo grado di permeabilità relativa; Un terreno più permeabile, com’è ovvio, favorisce l’infiltrazione delle acque nel sottosuolo e viceversa • Il grado di fratturazione (ossia di tettonizzazione) della formazione considerata Una formazione più fratturata è maggiormente ricettiva all’azione di infiltrazione delle acque sotterranee e viceversa Si fa notare, però, che una roccia molto fratturata, che ha raggiunto uno stato di fratturazione milonitico (ossia si presenta quasi macinata, ridotta in polvere), risulta meno ricettiva all’infiltrazione delle acque superficiali Ne consegue che, una roccia molto fratturata non necessariamente è una roccia molto permeabile Proprietà idrologiche delle rocce Indice Cr: si riferisce al solo strato di terreno agrario Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Permeabilità R: si riferisce a tutto l’acquifero Vr = volume acqua di ritenzione Vg = volume di acqua gravifica successiva L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Porosità POROSITA’ Proprietà di contenere spazi vuoti tra gli elementi solidi che compongono una roccia Porosità totale Indice L’acqua nel sottosuolo Per porosità totale si intende il volume di vuoti totali presenti in una roccia (si esprime in %) Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Pt = (Vv / Vt) x 100 Dove: Vv: è il numero di vuoti totali presenti in una roccia, siano essi intercomunicanti o non. Vt: è il volume totale della roccia, ossia vuoti + pieno (parte solida + spazi vuoti). Permeabilità Porosità primaria: i pori si sono formati contemporaneamente alla formazione della roccia (ad esempio: sedimenti sciolti); Porosità secondaria, tipica delle rocce litoidi: i pori si formano successivamente alla messa in posto della roccia, per effetto di fenomeni tettonici o esogeni (ad esempio: la porosità delle rocce fratturate come i calcari, la coltre di alterazione dei depositi granitici, ecc.) Proprietà idrologiche delle rocce Ordini di grandezza porosità totale in alcune rocce (da Celico P., 1986 – “Prospezioni Idrogeologiche”. Vol. 1, Cap. 2, p. 31) successiva L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Igroscopicità IGROSCOPICITA’ Proprietà che hanno le rocce asciutte di assorbire l’acqua contenuta nell’aria allo stato di vapore, attraverso i micropori dei granuli o degli elementi che lo compongono precedent e Proprietà idrologiche delle rocce L’acqua nel sottosuolo Igroscopicità Tipi di acque nelle rocce: Indice acqua igroscopica (1); acqua pellicolare (2); acqua capillare (3); acqua gravifica (4). L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Acqua igroscopica: si lega alle particelle solide ed asciutte per fenomeni di adsorbimento Acqua pellicolare: si lega al primo strato di acqua, ossia all’acqua igroscopica, per effetto del fenomeno di adesione (che si realizza tra le molecole dell’acqua) Acqua capillare: è quella che si fissa alle particelle di terreno per effetto delle forze di adesione e di coesione Permeabilità Acqua di ritenzione = Acqua igroscopica + Acqua pellicolare + Acqua capillare Acqua gravifica: acqua soggetta alla forza di gravità L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Capacità di ritenzione CAPACITA’ DI Proprietà che hanno le rocce di trattenere acqua allo stato liquido per RITENZIONE fenomeni di adesione e di capillarità. Capacità idrica di campo È il volume di acqua di ritenzione che può essere trattenuto dal solo strato di terreno agrario. Indice E’ importante quando si effettua il bilancio idrico relativo al suolo dove: Vc: è il volume di acqua di ritenzione riferito al solo strato di terreno agrario; Va: è il volume totale (vuoti + pieni) della roccia. Cr = (Vc / Va) x 100 L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Coefficiente di ritenzione o ritenzione specifica: Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione È il volume di acqua di ritenzione che può essere trattenuto in tutta la porzione di terreno che si sta considerando. R = (Vr / Va) x 100 dove: Vr: è il volume di acqua di ritenzione trattenuto in tutto l’acquifero, cioè anche nello strato sottostante al terreno agrario. Permeabilità Coefficiente di saturazione o di assorbimento: È la proprietà che un terreno ha di assorbire acqua fino a saturarsi. S = [(Vr + Vg) / Vp] x 100 dove: Vp: è il volume totale dei pori Ovviamente esso può assumere valori variabili tra lo 0 ed il 100% successiva L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Capacità di percolazione CAPACITA’ DI PERCOLAZIONE Proprietà che hanno le rocce di lasciarsi attraversare dall’acqua e di cederla per effetto della forza di gravità. Tale proprietà si esprime attraverso uno specifico coefficiente che prende il nome di: POROSITA’ EFFICACE Indice Pe = Pt - R L’acqua nel sottosuolo ovvero: Pe = (Vt / Va) – (Vr / Va) Proprietà idrologiche delle rocce ma: Vt – Vr = Vg (volume di acqua gravifica) quindi: Porosità Pe = (Vg / Va) x 100 Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Permeabilità La porosità efficace corrisponde, quindi, al volume dei meati granulari intercomunicanti (che contengono, cioè acqua estraibile per gravità) in rapporto al volume totale della roccia precedent e L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Capacità di percolazione Confronto tra la porosità totale e la porosità efficace in alcune rocce sciolte o litoidi Indice L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Permeabilità successiva L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Permeabilità PERMEABILITA’ DELLE ROCCE Per permeabilità si intende la capacità che una roccia ha di lasciare defluire le acque, quindi di lasciarsi attraversare dalle acque. Tipo di permeabilità Indice L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Permeabilità Le rocce possono presentare una Permeabilità per Porosità (o in piccolo), oppure una Permeabilità per Fratturazione (o in grande). Si può distinguere anche una Porosità per Carsismo, cioè legata all’espletarsi del fenomeno carsico. Grado di permeabilità Il grado di permeabilità di una roccia può essere espresso in termini qualitativi, ossia attraverso l’osservazione diretta in campagna; oppure in termini quantitativi, ossia attraverso la determinazione del Coefficiente di Permeabilità K (m/s); tale determinazione si effettua attraverso l’esecuzione di una prova di emungimento. Complesso Idrogeologico In funzione del grado e del tipo di permeabilità è possibile definire un complesso idrogeologico: rocce aventi caratteristiche litologiche simili, una comprovata unità spaziale e giaciturale ed un grado ed un tipo di permeabilità simili possono essere accorpate a formare un unico complesso idrogeologico. precedent e L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Permeabilità Porosità e Permeabilità relativa di alcune rocce. Indice L’acqua nel sottosuolo Proprietà idrologiche delle rocce Porosità Igroscopicità Capacità di ritenzione e di assorbimento Capacità di percolazione Permeabilità L’acqua nel sottosuolo Ripartizione dell’acqua nel sottosuolo Indice L’acqua nel sottosuolo Ripartizione dell’acqua nel sottosuolo Distribuzione in zone di umidità dell’acqua nel terreno (da Civita; in Ippolito ed altri, 1975) Ripartizione dell’acqua nel sottosuolo L’acqua che circola nella zona di saturazione prende il nome di FALDA IDRICA (o semplicemente FALDA) ed il livello che separa la zona satura da quella di aerazione (zona non saturo) prende il nome di LIVELLO DI FALDA o superficie piezometrica o livello piezometrico. L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda I movimenti sub-verticali riguardano la zona di aerazione. I movimenti sub-orizzontali, che si realizzano nella zona di saturazione, coincidono con il deflusso della falda e comportano il trasferimento di quantitativi d’acqua, variabili nel tempo, dalla zona di alimentazione a quella di recapito. NB: Gli studi idrogeologici interessano soprattutto la acque a deflusso suborizzontale poiché sono più facilmente ed utilmente estraibili. successiva L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico OSCILLAZIONI DEL LIVELLO PIEZOMETRICO La superficie piezometrica è soggetta a continue variazioni di livello che possono essere associate a : cause naturali: legate alle precipitazioni atmosferiche, all’effetto della pressione atmosferica, alle maree, alle variazioni dei laghi e dei fiumi ed, infine, ai terremoti. Indice L’acqua nel sottosuolo cause artificiali: legate all’utilizzazione delle falde, all’irrigazione, all’alimentazione artificiale, ecc. Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Variazioni del livello idrico nelle perforazioni, per effetto della ricarica dell’acquifero in occasione di eventi piovosi particolarmente intensi (oscillazioni della durata di poche ore, al massimo di qualche giorno). Influenza delle precipitazioni atmosferiche sui livelli della falda di Serino, nei pressi di Avellino (Campania) (da A.M.A.N., Napoli) precedent e Movimenti dell’acqua nel sottosuolo L’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico OSCILLAZIONI DEL LIVELLO PIEZOMETRICO DOVUTE ALLA PRESSIONE ATMOSFERICA Negli acquiferi confinati, cioè in quelli compresi tra due strati impermeabili, il fenomeno può essere sintetizzato nel modo seguente (Jacob, 1940): 1) Pa + Pr = Pp + Ps (nel punto x in figura a) dove: 2) Pa + γh = Pp (nel punto y, in figura a) Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Pa = pressione atmosferica agente Se la pressione atmosferica si incrementa di ∆Pa (figura b), si avrà: nel punto x 3) Pa + Pr + ∆Pa = Pp + Ps + ∆Pp + ∆Ps (punto x, figura b) Pr = pressione dei sedimenti che 4) Pa + ∆Pa + γh1 = Pp + ∆Pp (punto y, figura b) sovrastano la parte satura (porzione Sostituendo la 2) nella 4) si ottiene: acquifera) nel punto x 5) Pa + ∆Pa + γh1 = Pa + γh + ∆Pp Semplificando si ottiene: 6) ∆Pa – ∆Pp = γ(h – h1) Pp = pressione della falda (che agisce attraverso il fluido) Ps = pressione esercitata dallo Ma h – h1 è proprio uguale a ∆h, ossia alla variazione di carico scheletro dell’acquifero (cioè dalla idraulico a seguito dell’incremento della pressione atmosferica, quindi:fase solida costituita dai granuli) 7) ∆h = ∆Pa – ∆Pp/γγ Effetti della pressione atmosferica sul livello piezometrico di un acquifero confinato Figura a Figura b successiva L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda DEFLUSSO DELLA FALDA Per effetto della forza di gravità l’acqua si sposta, dalle zone di alimentazione a quelle di recapito, secondo percorsi a prevalente componente orizzontale Traiettorie dei filetti liquidi (a) e direzione e verso di deflusso della falda in relazione ai percorsi reali seguiti dalle acque all’interno dei meati intergranulari (b). Se in un punto qualsiasi di una massa liquida, le singole particelle di acqua assumono la stessa posizione, presentano la stessa pressione e si muovono alla stessa velocità (anche se la velocità delle particelle può cambiare lungo la stessa traiettoria), si dice che la falda si muove in MOTO PERMANENTE. successiva precedent e Movimenti dell’acqua nel sottosuolo EQUAZIONE DI CONTINUITA’ Per un liquido incompressibile, che viaggia in moto permanente, la Portata della falda Q è costante in tutte le sezioni. Per tale motivo la velocità del liquido risulta inversamente proporzionale alla sezione di transito dell’acqua. Q = S1V1 = S2V2 Q dove: S1 S1: S2 = V2 : V1 Q = Portata della falda (m3/s); S1 e S2 = Area delle sezioni 1 e 2 (in m2); Q S2 1 2 V1 e V2 = velocità dell’acqua in corrispondenza delle sezioni 1 e 2 (in m/s) Se la sezione dell’acquifero è costante e, quindi, la velocità con cui si muovono i singoli filetti idrici è la stessa in ogni direzione, il moto si dirà UNIFORME Se cambia la sezione e la velocità di movimento delle particelle il moto si dirà VARIO successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Esperienza di Reynolds e deflusso delle acque di falda in regime laminare e turbolento Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Il passaggio dei fluidi dal regime laminare al regime turbolento viene espresso dal numero di Reynolds (Re) dove: Re Vc = Velocità critica del fluido (m/s); d = Diametro del condotto (in m2); ρ = Viscosità cinematica del fluido (in m2/s) = Vc · d/ρ ρ (1) In particolare la viscosità cinematica del fluido è data da: ρ= µ/γ dove: µ = viscosità del fluido; γ = peso specifico del fluido. Dalla (1) si evince che la velocità critica è inversamente proporzionale al diametro del condotto e che il regime laminare è tanto più stabile quanto più alta è la viscosità del fluido successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Tipi di falde e gradiente piezometrico Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Il canale (fig. a), che consente il passaggio delle acque, viene definito canale a pelo libero poiché è sottoposto in ogni punto alla pressione atmosferica. La pendenza che permette il movimento dell’acqua prende il nome di pendenza motrice o GRADIENTE IDRAULICO. Nel caso b il gradiente idraulico è coincidente con la linea ideale che congiunge i carichi idraulici (ossia l’altezza raggiunta dai singoli livelli piezometrici), nei piezometri. Tale linea prende il nome di LIVELLO PIEZOMETRICO. Il dislivello ∆r tra due punti della condotta forzata prende il nome di PERDITA DI CARICO o perdita di carico piezometrico. Una falda si dice LIBERA (fig. c)quando essa è sottoposta in ogni punto all’azione della pressione atmosferica. Una falda si dice CONFINATA ( fig. d)quando l’acqua circola tra due strati impermeabili; di conseguenza, l’acqua non è soggetta solamente alla pressione atmosferica, ma anche alla pressione esercitata dalla strato di terreno che è sovrapposto al livello saturo Se, come in corrispondenza di Pz2 (fig. d), la pressione dell’acqua è tale che il livello idrico supera quello del piano campagna, la falda si dirà ARTESIANA. successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Esperienza del Bernoulli – concetto di perdita di carico idraulico e di gradiente idraulico Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Esempio di deflusso idrico in un cilindro di sabbia dove: Per L’EQUAZIONE DEL BERNOULLI: P1 e P2 = pressioni esercitate dall’acqua in corrispondenza P1/γγ + v12/2g + z1 = P2/γγ + v22/2g + z2 + ∆h dei tubi piezometrici Pz1 e Pz2; ma v1 e v2 sono tanto piccole da poter essere v e v = velocità di deflusso dell’acqua nel cilindro in 1 2 trascurate (anche perché la condotta non è in corrispondenza dei tubi piezometrici Pz1 e Pz2; pressione), quindi: γ = peso specifico dell’acqua P1/γγ + z1 = P2/γγ + ∆h g = accelerazione di gravità da cui si ricava che: z1 e z2 = altezze dal piano di riferimento; ∆h = (P1/γγ + z1) – (P2/γγ + z2) ∆h = perdita di carico piezometrico. Differenza di carico idraulico o gradiente idraulico successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Nelle falde idriche la differenza di carico idraulico è proprio uguale al dislivello tra due punti qualsiasi della superficie piezometrica presi lungo la linea di massima pendenza i = sen α = ∆h/l’ ∆ Indice dove: i = gradiente idraulico; α = angolo che si forma tra la superficie piezometrica e l’orizzontale; ∆h = perdita di carico piezometrico; l’= distanza tra due tubi piezometrici (e/o pozzi), misurata lungo il profilo piezometrico. L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda i = tg α = ∆h/l ∆ Il gradiente idraulico si identifica, quindi con la perdita unitaria di carico dovuta a dissipazione di energia, per viscosità, per attrito lungo le pareti dei meati intergranulari, per variazioni di sezione dell’acquifero e/o dei meati, ecc. dove: l = distanza tra due tubi piezometrici successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Tipi di acquifero Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda ACQUIFERO LIBERO: Un acquifero si dice libero quando in ogni suo punto la falda è sottoposta alla sola azione della pressione atmosferica (Pa)che viene bilanciata dalla pressione di poro (Pp) (fig. d). ACQUIFERO CONFINATO: Un acquifero si dice confinato quando, in ogni suo punto, la falda idrica è in pressione essendo sottoposta, non solo alla pressione atmosferica (Pa), ma anche alla pressione esercitata dallo strato meno permeabile che si trova al tetto dello strato saturo. In qusto caso, la falda è sottoposta alla pressione atmosferica (Pa) + la pressione del carico litostatico (Pr). (Pa+Pr) vengono bilanciate, a loro volta, dalla pressione di poro (Pp) + la pressione esercitata dallo scheletro solido (Ps) (fig. a). ACQUIFERO SEMICONFINATO: Un acquifero si dice semiconfinato quando il coefficiente di permeabilità dello strato che è posto superiormente alla porzione satura (K1), è molto minore del coefficiente di permeabilità dello strato acquifero (K). La falda si trova parzialmente in pressione (figg. b, b’). successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Legge di Darcy e coefficiente di permeabilità In un acquifero teorico, poroso, continuo, omogeneo ed isotropo, poggiante su un substrato impermeabile orizzontale e nel quale l’acqua circola con regime laminare, la portata della falda (Q) è inversamente proporzionale alla lunghezza dei percorsi e direttamente proporzionale alla perdita di carico piezometrico (∆ ∆h) (Darcy, 1856). Q = K · S · ∆h/L Indice (1) L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Nell’espressione (1) ∆h/L è proprio il gradiente idraulico i, quindi la (1) può essere riscritta nel modo seguente: dove: Q=K·S·i (2) Q = portata della falda in m3/s; K = permeabilità dell’acquifero in m2/s; oppure S = sezione drenante (in m2) perpendicolare al verso di deflusso Q=K·H·L·i (3) delle acque ed avente un altezza H ed una lunghezza L i = gradiente idraulico successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Portata unitaria e portata specifica della falda Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Attraverso la Legge di Darcy Q=K·H·L·i (3) è possibile calcolare: • La portata unitaria della falda: è la portata per unità di lunghezza della sezione drenante dalla (3) si ha che: Q/L = K · H · i (4) • La portata specifica della falda: è la portata per unità di sezione drenante, dalla (3) si ha che: Q/(H · L) = K · i (5) ma (H · L) = S (sezione perpendicolare alle direzioni di deflusso della falda), quindi: Q/S = K · i (6) Tutte le formule precedenti valgono se il profilo piezometrico presenta una depressione lineare. Questa condizione si verificherebbe nel caso di un acquifero “ideale” (continuo, omogeneo ed isotropo). In natura tale condizione non si ha quasi mai, di conseguenza, i profili di depressione piezometrica sono leggermente parabolici o iperbolici. Nelle applicazioni pratiche, si può assimilare il profilo piezometrico ad una retta Si ritorna così alla situazione “ideale”. successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Formule per il calcolo dei parametri idrodinamici dell’acquifero Tramite la legge di Darcy Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda successiva precedent e L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Velocità apparente e velocità reale della falda Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Deflusso della falda precedent e Movimenti dell’acqua nel sottosuolo L’acqua nel sottosuolo Deflusso della falda Velocità apparente e velocità reale della falda Dalla formula di Darcy è stata dedotta la PORTATA SPECIFICA: Q/S = K · i (m/s) (6) La PORTATA SPECIFICA è uguale alla VELOCITA’ APPARENTE DELLA FALDA va = K · i (m/s) (7) Indice L’acqua nel sottosuolo Movimenti dell’acqua nel sottosuolo Oscillazioni del livello piezometrico Deflusso della falda Per tenere conto della VELOCITA’ REALE, si deve considerare la POROSITA’ EFFICACE dell’acquifero Pe e, quindi, si deve calcolare una sezione efficace, che è proprio la sezione utile attraverso cui può avvenire il deflusso delle particelle: Se = S · Pe (8) dove: Se = sezione efficace (in m2); S = sezione totale (St) o apparente (Sa) dell’acquifero (in m2); tale sezione si ottiene considerando vuoti + pieni; Pe = porosità efficace dell’acquifero che si sta considerando (in %). Sostituendo la (8) nella (6), si ottiene: vr = Q/S · Pe (9) ma Q/S è proprio uguale alla VELOCITA’ APPARENTE, quindi: vr = va· Pe (10) che implica, dalla (7) vr = K · i / Pe (in m/s)
