Le acque sotterranee

Le acque sotterranee
Tipi di acque nei terreni
acqua
d’infiltrazione
L’acqua contenuta in un terreno può essere
classificata in modo diverso a seconda del
legame esistente con i granuli di terreno.
• Acqua di ritenuta
E’ l’acqua che aderisce ai grani di terreno, non
prendendo parte al ciclo idrologico. Essa comprende:
- l’acqua pellicolare che aderisce ai grani per
adesione e adsorbimento, formando una
pellicola che avvolge i singoli grani; il suo
contenuto varia proporzionalmente alla
superficie specifica dei grani. Può variare dal
40-45% per l’argilla all’1-2% per la sabbia.
- l’acqua igroscopica che viene assorbita dai
grani di terreno penetrando nei micropori; il
suo contenuto varia proporzionalmente alla
superficie specifica dei grani dal 15-18% per
la sabbia fine allo 0,2-0,5% per la sabbia
grossa.
- l’acqua capillare che riempie gli interstizi tra
i grani e, vincendo la forza di gravità, si innalza al di sopra della superficie freatica.
L’acqua capillare può essere di tipo continuo,
se viene alimentata direttamente dalla falda,
o di tipo discontinuo quando, in seguito
all’abbassamento della superficie freatica,
non è più in contatto con la falda.
• Acqua libera
E’ l’acqua che, per effetto della forza di gravità,
è in grado di filtrare nel terreno. Si distingue in
acqua gravitazionale o vadosa, nella zona non
satura, e in acqua di falda, nella zona satura.
Ai fini della soluzione dei problemi legati al
drenaggio dei terreni, l’acqua libera è quella
che riveste la maggiore importanza.
acqua
capillare
acqua
d’adesione
acqua
d’assorbimento
acqua
di falda
Rappresentazione schematica dei diversi tipi di
acque nei terreni.
Tutte le acque che si trovano al di sotto della
superficie del suolo vengono considerate
acque sotterranee mentre quelle che si trovano al di sopra di tale superficie sono considerate acque superficiali.
L'acqua sotterranea può essere ricondotta a
due differenti zone:
- la zona non satura che si trova immediatamente al di sotto della superficie del suolo e
contiene sia acqua che aria. Tale zona è, a
sua volta, suddivisa in:
fascia d'evapotraspirazione (o zona dell'acqua del suolo) in corrispondenza della
quale avvengono i fenomeni d'evapotraspirazione; le acque presenti sono quelle di
ritenuta (pellicolare e igroscopica).
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Le acque sotterranee
fascia intermedia (o zona di ritenuta) ove,
oltre all'acqua di infiltrazione, è presente
l'acqua di ritenuta (compresa l'acqua
capillare sospesa).
frangia capillare (zona a contatto con la
falda freatica) che è il risultato dell'attrazione dell'acqua da parte degli elementi solidi
dei terreni come a formare una specie di
pellicola attorno ai grani. L'acqua tende
quindi a risalire entro i vuoti minori.
- la zona satura (o zona di saturazione) che
rappresenta la falda vera e propria dove il
terreno è completamente saturo d'acqua.
pozzo
acque superficiali
laghi - fiumi
zona non satura
fascia intermedia o zona di ritenuta
livello
acqua
frangia capillare
superficie freatica
zona satura
acque sotterranee
fascia d'evapotraspirazione
falda freatica
Tipi di acque sotterranee.
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Le acque sotterranee
La pressione dell'acqua all'interno dell'acquifero ha un valore superiore a quello della pressione atmosferica. Se si perfora un pozzo in
questo tipo di falda, il livello dell'acqua supererà il tetto della falda raggiungendo una quota
che corrisponde alla superficie piezometrica.
Questa è una superficie immaginaria, rappresentante la pressione idrostatica dell'acqua
nella falda.
Tipi di falde
Le falde sono di diversi tipi a seconda di come
avviene il moto dell’acqua e la loro alimentazione.
La falda freatica è delimitata superficialmente
dalla superficie freatica e riceve l'alimentazione direttamente dall'infiltrazione verticale. In
corrispondenza alla superficie freatica, l'acqua
si trova ad una pressione uguale a quella atmosferica.
La falda disperdente si ha quando lo strato di
separazione tra le due falde non è perfettamente impermeabile. In questo caso può
esservi il passaggio d'acqua da una falda all'altra. La superficie freatica coincide quasi sempre con la superficie piezometrica.
La falda artesiana si ha quando l'acquifero è
confinato all'interno di due strati impermeabili.
piezometro
piano campagna
superficie
freatica
FALDA
FREATICA
piano campagna
superficie
freatica
strato impermeabile
FALDA
DISPERDENTE
superficie piezometrica
piano campagna
strato impermeabile
strato semimpermeabile
FALDA
ARTESIANA
strati impermeabili
I principali tipi di falde.
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Le acque sotterranee
Moti di filtrazione e principali
parametri idrogeologici
Legge di Darcy
livello costante
carico idraulico costante
K
linea di corrente
l
colonna di sabbia
Q
h =H
K
l
= conducibilità idraulica (m/s)
= altezza della colonna di sabbia (m)
Questa importante relazione costituisce una
base fondamentale per comprendere il movimento dei fluidi attraverso mezzi porosi.
Essa dimostra che la quantità d’acqua che filtra
nell’unità di tempo (m3/s) attraverso una sezione di terreno (m2), perpendicolare alla direzione verticale di deflusso, è funzione della conducibilità idraulica K (m/s) e della perdita di
carico per unità di lunghezza h / l (adimensionale).
Poiché il rapporto h / l è definito come gradiente idraulico i, l’equazione diventa:
Q=K•A•i
0
Q
Q=KA
h
l
SEZIONE
TOTALE
volume d'acqua
Schema del dispositivo sperimentale di Darcy.
La legge di Darcy è valida solo nel caso in cui
siano rispettate le seguenti condizioni:
- campione di terreno continuo, isotropo,
omogeneo;
- flusso di tipo laminare dell’acqua nel mezzo
poroso.
(da: Idrogeologia - Gilbert Castany - ed. Dario Flaccovio)
Nel 1856 l'ingegnere Darcy condusse alcuni
esperimenti sul moto dell'acqua nei mezzi
porosi, utilizzando un dispositivo sperimentale
come quello schematizzato in figura.
La verifica sperimentale portò alla seguente
equazione:
Q=K•A
•
h
l
Dove:
Q = portata (m3/s)
A = sezione del campione (m2)
h = carico idraulico statico sulla sezione
inferiore della colonna di sabbia (m)
Il deflusso laminare è caratterizzato da linee di
deflusso continue, rettilinee, aventi tra loro la
stessa posizione relativa. Le velocità, costanti
e parallele, sono inferiori alla velocità critica,
superata la quale il deflusso diventa turbolento. La relazione tra la legge di Darcy e la circolazione dell’acqua nel terreno è meglio rappresentata da un dispositivo con deflusso laterale, come quello illustrato nello schema
seguente.
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Le acque sotterranee
piezometri
Q
1
2
h1
carico idraulico cost
⌬h
l
Q
h2
K
0
0
linea di corrente
livello geodetico di riferimento
Dispositivo sperimentale con deflusso laterale.
(da: Idrogeologia - Gilbert Castany - ed. Dario Flaccovio)
Q = K • A • (h1 - h2 ) = K • A • 6h
l
l
L’applicazione della legge di Darcy ai terreni
può essere ancor meglio rappresentata dallo
schema sottostante.
pozzi di osservazione
1
2
l
superficie
piezometrica
h1
0
i=
Conducibilità idraulica
La conducibilità idraulica è definita come il
volume di acqua gravifica (m3) che attraversa
nell’unità di tempo (s), sotto l’effetto di un gradiente idraulico unitario, una sezione unitaria di
terreno (m2) ortogonale alla direzione di deflusso, nelle condizioni di validità della legge di
Darcy (alla temperatura di 20°C).
Ha la dimensione di una velocità e si esprime
in m/s.
La conducibilità idraulica di un terreno si misura con metodologie diverse, in funzione della
granulometria. Per le sabbie uniformi la conducibilità idraulica può essere anche calcolata
sulla base delle curve granulometriche
mediante la formula semiempirica di Allen
Hazen:
2
⌬h
K (cm/sec) = C • d10 (cm)
h2
livello geodetico di riferimento
alla pendenza della superficie piezometrica.
I valori dei gradienti idraulici in condizioni naturali sono molto bassi e variano tra 0,001 e
0,00001.
0
h1 - h2
l
Applicazione della legge di Darcy ai terreni.
(da: Idrogeologia - Gilbert Castany - ed. Dario Flaccovio)
Nelle valutazioni pratiche sulle caratteristiche
idrogeologiche di un acquifero reale, il gradiente idraulico viene calcolato misurando la
differenza di profondità del livello piezometrico all’interno di due pozzi di osservazione (uno
a monte l’altro a valle) lungo una linea di corrente. Tale differenza può essere assimilata
Dove:
C = costante di valore compreso tra 80-120
per le sabbie uniformi e 60-80 per le
sabbie non uniformi o limi-sabbiosi
2
d10 = diametro in corrispondenza al 10% della
percentuale di materiale passante nelle
curve granulometriche
Di seguito è riportata una tabella con i valori
della conducibilità idraulica riferiti ai diversi tipi
di terreno.
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Le acque sotterranee
k (cm/sec)
10 2
10
Drenaggio
1,0
10 -1
10 -2
10 -3
Sabbie pulite,
misto di ghiaie
e sabbie pulite
Tipo di terreno
10 -5
10 -6
10 -7
Ridotto
Buono
Ghiaia
pulita
10 -4
Sabbie molto fini, limo
organico ed inorganico,
misti di sabbie, limi e
argille ecc.
10 -8
10 -9
10 -10
Praticamente nullo
Terreno «impermeabile»
argille omogenee
al di sotto della coltre
d'alterazione atmosferica
Terreno «impermeabile» argille
con modificazioni strutturali
generate da vegetazione ed
alterazione in sito
Determinazione
diretta di k
Prova diretta nella posizione originale - prova
di pompaggio, prova di delicata esecuzione:
significativa
Prova ad altezza di carico costante,
prova di facile esecuzione
Prova a carico variabile
di facile esecuzione:
significativa
Determinazione
indiretta di k
Prova a carico
variabile di delicata esecuzione:
scarsamente significativa
Determinazione dalla curva granulometrica, applicabile soltanto a
sabbie e ghiaie pulite in natura
Prova a carico variabile:
molto scarsamente significativa, di delicata
esecuzione
Determinazione basata
sui risultati della prova
di consolidazione, prova di delicata esecuzione: significativa
Campo di variabilità della conducibilità idraulica dei terreni.
(da: Geotecnica e Tecnica delle Fondazioni- Castelli Guidi - ed. Hoepli)
Trasmissività
La produttività di un acquifero può essere
espressa mediante la trasmissività T (m2/s),
che indica la portata d'acqua che defluisce
per unità di larghezza, attraverso un acquifero, sotto l'effetto di un gradiente idraulico i .
La trasmissività T è pari al prodotto della
conducibilità idraulica per lo spessore dell'acquifero:
T= K•H
Dove:
K = conducibilità idraulica (m/s)
H = spessore dell’acquifero (m)
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Le acque sotterranee
Raggio di influenza
La distanza tra l'asse di un pozzo dal quale sta
avvenendo un emungimento di acqua di falda
e il punto nel quale si osserva un abbassamento non apprezzabile del livello di falda,
viene definito come raggio di influenza R.
Tale distanza varia sia in funzione della portata
d'acqua emunta dal pozzo sia in funzione della
conducibilità idraulica dell'acquifero.
Il calcolo del raggio di influenza può essere
ottenuto per via teorica, nel caso di moti stazionari, ricorrendo alla formula di Sichardt:
R = C • (H - h0 ) • 公僒
K = C s0
•
公僒
K
Dove:
C = costante di valore pari a 3000 per i pozzi e
variabile tra 1500 e 2000 per i wellpoint
K = conducibilità idraulica (m/s)
h0 = spessore della falda all'interno del
pozzo (m)
H = spessore della falda indisturbata (m)
s0 = abbassamento del livello d’acqua in corrispondenza del pozzo o della trincea
equivalente.
Q
R
H
Raggio di influenza.
Nel caso di moti non stazionari, il calcolo del
raggio di influenza può essere ottenuto attraverso l'equazione di Theis:
R=
10 T t
公僒僒僒僒
S
•
•
Dove:
T = trasmissività (m2/s)
t = tempo (s)
S = coefficiente di immagazzinamento
Anche se il valore reale del raggio di influenza
deve essere misurato in sito, le formule
sopraindicate possono fornire una stima di tale
grandezza.
Di seguito, è riportata una tabella che correla il
raggio di influenza con la conducibilità idraulica
e l’abbassamento dell’acqua in un pozzo.
Abbassa- Conducibilità Idraulica (m/s)
mento di
falda in 10-5
5 x 10-5
10-4
5 x 10-4
metri
(S 0 )
Raggio di influenza (R ) in metri
1
1,5
2
2,5
3
3,5
4
4,5
5
5,5
6
6,5
7
7,5
8
8,5
9
9,5
10
12
15
9
14
19
24
28
33
38
43
47
52
57
62
66
71
76
81
85
90
95
114
142
Basato su R = 3000 S 0
21
32
42
53
64
74
85
95
106
117
127
139
148
159
170
180
191
202
212
255
318
30
45
60
75
90
105
120
135
150
165
180
195
210
225
240
255
270
285
300
360
450
67
101
134
168
201
235
268
302
335
369
402
436
470
503
537
570
604
637
671
805
1006
10-3
95
142
190
237
285
332
379
427
474
522
569
617
664
712
759
806
854
901
949
1138
1423
5 x 10-3
212
318
424
530
636
742
849
955
1061
1167
1273
139
1485
1591
1697
1803
1909
2015
2121
2546
3182
K
Rapporto tra il raggio di influenza, la conducibilità idraulica e
l’abbassamento del livello di falda di un pozzo.
(da: Control of Ground Water for Temporary Works - ed. CIRIA)
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