15/02/2008
Scuola di specializzazione in:
Allevamento, igiene, patologia delle specie
acquatiche e controllo dei prodotti derivati
Distribuzione dell’acqua sulla Terra
TECNOLOGIE PER
L’ACQUACOLTURA
PROF. MASSIMO LAZZARI
Anno accademico 2007-2008
Il ciclo dell’acqua: l’equazione del bilancio idrico
P= d + e + r
dove:
CICLO DELL’ACQUA
P = apporti (precipitazioni)
d = deflussi
e = evaporazioni
r = acqua “immagazzinata”
Il ciclo dell’acqua
• ".....da cui si può concludere come
l'acqua vada dai fiumi al mare e dal
mare ai fiumi, quindi costantemente
circolando e tornando e come tutti i
mari e i fiumi siano passati infinitie
volte dalla foce del Nilo ........."
Gli apporti: afflussi idrici o precipitazioni
Le precipitazioni (P) si definiscono come i quantitativi di acqua che, allo stato liquido o solido,
cadono in un bacino idrografico.
La misura delle precipitazioni viene espressa in mm: rappresentano un volume di acqua che cade
su una data superficie in un determinato intervallo di tempo.
- Precipitazioni manifeste (pioggia, grandine, neve),
- Precipitazioni “occulte” (condensazione di umidità atmosferica).
Precipitazioni annue
che cadono in un
bacino (dati storici per
26 anni).
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Isoiete
Isoiete
Le zone terrestri ad
uguali livelli di
precipitazioni possono
essere rappresentate su
una carta topografica: le
linee che uniscono i
punti con uguale altezza
di pioggia si chiamano
“Isoiete”.
Isoiete mensili di
Agosto 1995
(Servizio
Idrografico e
Mareografico
Nazionale)
Zone climatiche
Isoiete delle precipitazioni cumulate nelle 72 ore (alluvione Piemonte 11/1994)
Variabilità delle precipitazioni
Dati climatici (temperatura e
piovosità) di un bacino
idrografico.
Variazioni delle
precipitazioni mensili
(rispetto alla
precipitazione media) in
un bacino idrografico.
a - condizioni aride
b - semiaride
c - semiumide
d - umide
f - freddo-aride
h - nivali
Bacini idrografici
Le precipitazioni che giungono al suolo si distribuiscono in concavità della superficie terrestre
che vengono denominate bacini idrografici. Un bacino idrografico è delimitato da linee di
displuvio o spartiacque, ricadenti lungo la sommità dei rilievi e comprende le linee di
compluvio, decorrenti lungo i punti più depressi del fondovalle.
Esempio: bacino idrografico del
Tagliamento
Superficie del bacino = 2293 kmq
I bacini idrografici possono
essere:
esoreici = hanno deflusso verso
il mare,
endoreici = sono privi di
deflusso verso il mare
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Analisi di qualità delle acque
in più bacini idrografici
(esoreici) scolanti nella
Laguna di Venezia
Evaporazione
L’evaporazione si verifica da acque superficiali (mare, laghi, fiumi, …) per sublimazione da
ghiacciai e nevai, direttamente dall’acqua di pioggia, dal suolo per spessori di alcuni centimetri,
per traspirazione dalla copertura vegetale.
L’evaporazione dipende da:
- superficie evaporante,
- deficit igrometrico (differenza tra la tensione di vapore satura e la tensione di vapore dell’aria
nell’area)
- temperatura (dell’acqua e dell’area)
- pressione atmosferica
- regime eolico
La traspirazione è un fenomeno legato all’attività biologica delle piante e dipende dal tipo di
vegetazione e dall’umidità del suolo.
L’insieme dei due fenomeni di evaporazione e traspirazione prende il nome di evapotraspirazione.
Deflussi superficiali
La corrivazione delle acque è il processo di trasferimento delle acque di afflusso meteorico dal
punto di caduta ai collettori elementari e successivamente ai corsi d’acqua di ordine sempre
maggiore fino ad un bacino di raccolta.
Esempio: dati di deflusso per il bacino
idrografico del Tagliamento
Il tempo di corrivazione è il tempo impiegato dalle acque per raggiungere dal punto di caduta una
sezione limitante un bacino di raccolta.
Dati caratteristici del fiume
Deflussi superficiali
Superficie del bacino = 2293 km2
Il deflusso delle acque superficiali nel bacino idrografico si misura in volume d’acqua che
attraversa nell’unità di tempo una data sezione dell’asta fluviale (quindi non è altro che una
portata fluviale).
Lunghezza del corso = 158 km
La successione delle portate fluviali durante l’anno permette di stabilire i regimi dei corsi
d’acqua.
Portata media (Pinzano) = 92,5 m3/s
Il coefficiente di deflusso è il rapporto tra i mm di acqua defluita e i mm di precipitazioni.
Portata specifica = 92,5/2293 = 40,3 l/s.km2
La portata specifica è il rapporto tra la portata media e la superficie del bacino.
Acqua deflusso = 92,5*3600*24*365 = 2.917.080.000 m3/anno Il coefficiente di drenaggio è il rapporto tra la lunghezza totale dei corsi d’acqua e la superficie
del bacino.
Deflussi sotterranei
Piovosità media = 2052 mm/anno
Portata media alla foce = 70 m3/s
mm = 2.917.080.000/2.293.000.000 = 1,27 m * 1000 = 1270 mm
Coeff. deflusso = 1270/2052 = 0,62 (62%)
L’acqua nel terreno
Particelle solide di
terreno
L’infiltrazione è il movimento dell’acqua dalla superficie del terreno verso l’interno. Dipende dai
pori del terreno e dalle soluzioni di continuità che affiorano all’esterno di un corpo roccioso o di
un suolo.
Acqua pellicolare e di
adsorbimento
Mantenuta dalla carica polare,
non soggetta a gravità, non
trasmette pressione
L’acqua nel terreno
Il terreno non è costituito solo da parti solide, ma anche da vuoti in misura variabile, rappresentati
prevalentemente da spazi intergranulari.
L’acqua si trova in questi spazi intergranulari, e può essere:
-
acqua di ritenzione (pellicolare e di adsorbimento): le molecole d’acqua sono legate ai
micropori del terreno grazie alle loro caratteristiche di bipolarità. La quantità di acqua di
ritenzione è inversamente proporzionale alla granulometria del terreno. Non è soggetta alla
forza di gravità e non trasmette pressione al terreno.
-
acqua capillare: è l’acqua che si trova negli spazi intergranulari più stretti, mantenuta dalla
tensione superficiale. E’ soggetta alla forza di gravità e trasmette la pressione idrostatica solo
se riempie totalmente gli spazi intergranulari (es. nelle falde o immediatamente sopra esse).
-
acqua libera gravifica: gli spazi vuoti liberi possono ospitare l’acqua gravifica, che è
soggetta alla forza di gravità.
Acqua capillare
Mantenuta dalla tensione
superficiale, soggetta alla
gravità, soggetta a pressione solo
se riempie completamente i pori
Acqua libera
(gravifica)
Riempie gli spazi liberi, soggetta
a gravità
Spazi liberi
intergranulari
Riempiti di aria o acqua
La porosità totale è l’insieme degli spazi vuoti presenti nel terreno
(o in una roccia). Si misura in % rispetto al volume totale.
La permeabilità è l’attitudine del terreno (o di una roccia) a lasciarsi
attraversare dall’acqua. Il coefficiente di permeabilità si misura in
cm/s.
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Movimento delle acque sotterranee
Acqua superficiale
Infiltrazione
Risalita capillare
Superficie piezometrica
Strutture idrogeologiche
Le acque infiltrate nel terreno compiono uno spostamento
verticale, fino a che l’acqua non incontra uno strato
impermeabile. A questo punto l’acqua inizia a saturare il
terreno, dal basso verso l’alto.
Le strutture idrogeologiche sono insiemi rocciosi che hanno caratteristiche litologiche e strutturali
tali da consentire l’accumulo di acqua sotterranea in movimento per gravità.
Il limite superiore della zona di saturazione si chiama
superficie piezometrica.
Le strutture idrogeologiche si distinguono in:
L’acqua immediatamente sopra la superficie piezometrica, in
funzione dei pori del terreno, può risalire (risalita capillare).
Questo si verifica soprattutto nei limi e nelle argille (terreni a
particelle piccole e pori piccoli), mentre non avviene nelle
sabbie e nelle ghiaie (terreni grossolani).
Al di sotto della superficie piezometrica, cioè nella zona
satura, l’acqua si sposta sotto l’azione della forza di gravità
secondo linee con prevalenti componenti orizzontali (come
fosse un liquido libero in un mezzo permeabile).
- acquiferi: ammassi saturi entro cui l’acqua si muove velocemente. Sono le strutture più
convenientemente sfruttabili,
- acquitardi: hanno permeabilità più ridotta,
- acquicludi: sono rocce a granulometria finissima, l’acqua si muove a velocità ridotta e non
sono in grado di fornire acqua sufficiente in tempo utile (praticamente “terreni
impermeabili”).
Movimenti orizzontali
Strato impermeabile
Pozzo artesiano
(necessita pompa
di prelievo)
Pozzo freatico
(necessita pompa
di prelievo)
Pozzo artesiano
(naturale)
Ricarica
acquifero
artesiano
Sorgente
superficiale
Acqua
superficiale
Acquifero
freatico superiore
Acquiclude
superiore
Acquifero
artesiano
Rocce
impermeabili
Acquiclude
inferiore
Falda freatica
Falda sospesa
La falda freatica si forma in una struttura idrogeologica costituita da uno strato permeabile
(acquifero) che poggia su uno strato impermeabile (acquiclude). L’acqua riempie i vuoti del
mezzo permeabile fino alla superficie piezometrica, che è in ogni punto in equilibrio con la
pressione atmosferica.
Quando la struttura idrogeologica è costituita da un susseguirsi di orizzonti permeabili, a ridotta
permeabilità ed impermeabili possono formarsi delle falde sospese, secondarie.
Falda acquifera libera
Quando l’acqua si muove in acquiferi formati da rocce fessurate, fortemente permeabili.
Acquifero
Superficie piezometrica della
falda sospesa
Acquiclude
Superficie piezometrica della falda freatica
Falda freatica
principale
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Falda acquifera in pressione
Falda acquifera artesiana
Quando uno strato permeabile, dove è presente la falda, è racchiuso tra due strati impermeabili ed
in qualsiasi punto la pressione idrostatica è superiore alla pressione atmosferica.
Quando la superficie piezometrica di una falda in pressione esce a livello del piano campagna.
Acquiclude
Superficie piezometrica
Acquifero
Acquiclude
Falda acquifera
artesiana (risorgiva)
Piano medio
campagna
Falda in pressione
Pozzi artesiani
Strutture idrogeologiche in zone costiere
Nelle zone costiere si instaura un equilibrio idrostatico tra acqua dolce di falda e acqua salata di
invasione continentale. Lungo la fascia costiera, in presenza di rocce sufficientemente permeabili,
l’acqua di mare può penetrare nelle rocce, fino anche a estendersi per aree piuttosto ampie. In
questi casi, l’acqua dolce di falda, essendo di densità inferiore, tende a “galleggiare” sull’acqua
marina di invasione.
Spesso, comunque, non vi è una
superficie netta di separazione tra
acqua dolce e salata, ma esistono
zone di transizione o diffusione di
spessore variabile in funzione delle
diverse condizioni idrogeologiche e
idrodinamiche.
In prima approssimazione, comunque, è possibile calcolare la profondità del confine di
separazione tra acqua dolce e acqua salata conoscendo la quota rispetto al livello del mare della
superficie piezometrica della falda dolce e le rispettive densità dell’acqua. Vale, infatti la
seguente relazione:
ZS =
profondità dello strato
di acqua dolce al di sotto del
livello mare (ovvero, superficie
piezometrica della falda d’acqua
salata di invasione),
Zs =
Zw
Ds − Dw
ZW =
profondità dello strato
di acqua dolce al di sopra del
livello mare (ovvero, superficie
piezometrica della falda d’acqua
dolce),
DS , DW =
densità
dell’acqua salata e dolce,
rispettivamente.
Considerando per l’acqua dolce una densità pari a 1,000 e per l’acqua salata una densità di
1,025, la relazione diventa:
Zs =
Zw
0,025
Da questo principio deriva che per ogni metro di profondità della falda acquifera (calcolato al di
sopra del livello del mare), sono presenti ben 40 metri (1 / 0,025) di acqua dolce prima di
incontrare l’acqua salata.
Nelle piccole isole coralline o comunque costituite da terreni sufficientemente porosi, tuttavia, il
prelievo dell’acqua dolce dai pozzi di perforazione deve essere eseguito con cautela, perchè
l’emungimento dell’acqua può portare ad un sollevamento della zona di transizione tra acqua
dolce e salata, fino ad un eventuale inquinamento del pozzo con acqua salmastra.
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