dottorato bigi

dottorato bigi
UNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI BOLOGNA
SCUOLA DI DOTTORATO
Dottorato in Modellistica fisica per la protezione
dell’ambiente – XIX ciclo
Tesi di Dottorato
Un modello spazialmente
distribuito per la modellazione
fisicamente basata del
contributo locale al trasporto
solido in sospensione in alvei
fluviali
Ing. Alessandro Bigi
Tutore
Prof. Alberto Montanari
Coordinatore del corso di dottorato
Prof. Ezio Todini
Giugno 2007
A Chiara ed Arianna
Sommario
La presente tesi di dottorato si propone lo sviluppo di un modello spazialmente
distributo per produrre una stima dell’erosione superficiale in bacini appeninici. Il modello è stato progettato per simulare in maniera fisicamente basata
il distacco di suolo e di sedimento depositato ad opera delle precipitazioni e
del deflusso superficiale, e si propone come utile strumento per lo studio della
vulnerabilità del territorio collinare e montano. Si è scelto un bacino collinare
dell’appenino bolognese per testare le capacità del modello e verificarne la robustezza.
Dopo una breve introduzione per esporre il contesto in cui si opera, nel primo
capitolo sono presentate le principali forme di erosione e una loro descrizione
fisico-matematica, nel secondo capitolo veranno introdotti i principali prodotti
della modellisitica di erosione del suolo, spiegando quale interpretazione dei fenomeni fisici è stata data. Nel terzo capitolo verrà descritto il modello oggetto
della tesi di dottorando, con una prima breve descrizione della componente afflussi-deflussi ed una seconda descrizione della componente di erosione del
suolo. Nel quarto capitolo verrà descritto il bacino di applicazione del modello,
i risultati della calibrazione ed un’analisi di sensitività. Infine si presenteranno
le conclusioni sullo studio.
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Sommario
Introduzione
Il trasporto di sedimento fluviale è un’importante tassello dell’ecosistema naturale e della pianificazione territoriale. Il suo ruolo chiave in varie emergenze
ambientali contemporanee e la sua influenza in situ e ex situ ne fanno un oggetto di studio chiave per l’interpretazione di urgenti questioni di carattere
ambientale, economico e di sicurezza per la popolazione e le infrastrutture.
Strettamente legato al trasporto fluviale vi è l’erosione del suolo, che rappresenta un’altra emergenza ambientale per l’impoverimento di terre agricole e
la perdita di suolo, bene da considerarsi scarsamente rinnovabile per le scale
temporali umane.
Tra gli effetti macroscopici di variazioni del trasporto di sedimento fluviale
si possono ricordare il generale arretramento del delta del Po, della foce del
Reno e della costa adriatica, ma anche l’interrimento di bacini ad uso irriguo
o idroelettrico, l’ostruzione di impianti di acqua potabile o l’innalzamento dei
letti fluviali in pianura. Per avere un’idea di queste emergenze, basti pensare
che la Commissione Europea attraverso il Environment Directorate-Generale
ha finanziato Eurosion, un progetto biennale da 5 milioni di euro per l’attuazione di progetti pilota per la conservazione delle coste; questo progetto da
affiancarsi al pi cospicuo ICZM, ma rimane poca cosa rispetto alle spese sostenute in Europa per la difesa delle coste, stimate ad esempio in 500 milioni
di euro per il solo Portogallo negli ultimi 10 anni (fonte: Eurosion full report,
30 Giugno 2004). Questi budget sono anche minori dei 570 milioni di dollari
annui spesi negli USA per la rimozione di sedimento da fiumi, porti e invasi (Pimentel et al., 1995). Altre ruolo chiave del sedimenti fluviale riguarda
la qualità dell’acqua, essendo il sedimento in sospensione uno dei principali
vettori di inquinanti all’interno dei bacini idrografici (Ongley et al., 1992). Il
problema dell’accelerata erosione del suolo è tuttavia un problema a scala planetaria le cui conseguenze sono più drammatiche in paesi con agricoltura di
sussistenza, dove la perdita di suolo fertile ha conseguenze sull’alimentazione
della popolazione. Oldeman (1991-92) ha stimato che la degradazione del suolo ha impattato il 24% delle terre abitate, che corrispondono a 4.13 milioni
Km2 di terra in erosione accelerata nel continente africano, 6.63 milioni Km2
v
vi
Introduzione
in Asia e 150 milioni Km2 in Europa.
Le prime stime estensive di erosione superficiale si hanno negli anni ’30 negli
Stati Uniti, con l’inizio di un’estensiva meccanizzazione agraria; queste riferiscono per esempio di una perdita di area coltivabile tra i 140 mila e i 200
mila Km2 per l’anno 1935 e tra i 400 mila e i 500 mila Km2 di suolo perso
dalla rimanente superficie agricola per il medesimo anno (Ayres, 1936). Per
gli anni a seguire le stime che si sono susseguite, sempre sulla base di parcelle sperimentali, hanno mostrato un qualche miglioramento, seppur risultando
difficilmente quantificabile un valore di perdita del suolo (Held and Clawson,
1965). Da allora le misure ‘dirette’ di perdita di suolo sono state sempre più
spesso accompagnate da stime fornite sulla base di modelli matematici: inizialmente questi erano frutto di semplici sintesi statistiche dei dati, e sono in
seguito aumentati in complessità grazie all’evoluzione nelle scienze idrologiche ed elettroniche, che hanno fornito strumenti per la risoluzione di problemi
sempre più complessi a costi sempre minori, a partire dalla invenzione del transistor.
Il continuo studio scientifico del territorio e dei processi erosivi ha permesso di
individuare le principali cause di degrado del suolo, che già erano state identificate nelle principali forme meteoriche da Ayres (1936), tuttavia, l’erosione del
suolo, all’interno dell’idrologia, ha avuto uno sviluppo più lento e rappresenta
oggi una nuova sfida: lo studio della formazione delle piene dalle precipitazioni
fino alla portata al colmo ha dato notevoli risultati in termini di aumento della
conoscenza e potere predittivo di eventi pericolosi, questo grazie allo sforzo
della comunità scientifica e alla relativa economicità delle misure di carattere
idraulico. Nell’ambito dell’erosione superficiale invece, l’eterogeneità del materiale di studio, il suolo, è maggiore rispetto all’acqua, e misure concentrate
a scala di bacino, già onerose per se, sono di limitato interesse in un settore in
cui l’obiettivo è salvaguardare il territorio a livello diffuso. Ciò nonostante, se
è vero che sono disponibili poche serie temporali di trasporto fluviale in Italia
ed all’estero, ancora meno sono i dataset di misure di erosione su versante,
per questo il prof. Murugesu Sivapalan, primo ideatore della riuscita iniziativa
Predictions in Ungauged Basins (PUB) (Sivapalan et al., 2003), ritiene che la
stima dell’erosione sia uno dei temi del futuro in idrologia, per la combinazione tra la scarsità di dati disponibili e il grande impatto sul territorio e sulla
popolazione.
Indice
Sommario
iii
Introduzione
v
Indice
vii
Elenco delle figure
ix
Elenco delle tabelle
xi
1 Le forme dell’erosione del suolo
1.1 Premessa . . . . . . . . . . . . . . . . .
1.2 Descrizione processi . . . . . . . . . . .
1.2.1 Erosione da precipitazione . . .
1.2.2 Erosione da deflusso superficiale
1.2.3 Erosione incanalata . . . . . . .
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2 I modelli di erosione
2.1 Modelli empirici e concettuali
2.1.1 USLE . . . . . . . . .
2.1.2 AGNPS . . . . . . . .
2.1.3 EROSET . . . . . . .
2.2 Modelli fisicamente basati . .
2.2.1 WEPP . . . . . . . . .
2.2.2 EUROSEM . . . . . .
2.2.3 SHESED . . . . . . . .
2.2.4 InHM . . . . . . . . .
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3 Il modello AFFDEF
21
3.1 Il modulo afflussi-deflussi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 21
3.1.1 Afflussi meteorici . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 22
3.1.2 Intercettazione . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 26
vii
viii
3.2
3.3
INDICE
3.1.3 Evapotraspirazione . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1.4 Infiltrazione . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1.5 Propagazione dei deflussi . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Il modulo di erosione . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.2.1 Impostazione concettuale dei fenomeni erosivi in AFFDEF
3.2.2 Erosione da precipitazione . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.2.3 Erosione da deflusso superficiale . . . . . . . . . . . . . .
3.2.4 Schemi di risoluzione numerica . . . . . . . . . . . . . .
3.2.5 Ipotesi nella descrizione dei processi . . . . . . . . . . . .
La struttura del codice sorgente . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4 Applicazione del modello
4.1 Descrizione generale . . . . .
4.2 Il bacino montano del torrente
4.3 Calibrazione del modello . . .
4.4 Discussione e prospettive . . .
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Gaiana
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56
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62
75
5 Conclusioni
77
A Il metodo CN
79
B Stima dell’evapotraspirazione con il metodo della radiazione 83
C Propagazione dei deflussi
87
Bibliografia
89
Elenco delle figure
2.1 Dati di input richiesti da AGNPS . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.2 Discretizzazione di un bacino in WEPP e schema sintetico del
modello . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
2.3 Discretizzazione di un bacino in KINEROS . . . . . . . . . . . .
2.4 Diagramma di flusso per il modello EUROSEM . . . . . . . . .
2.5 Diagramma schematico della componente idrologica in SHETRAN
2.6 Discretizzazione di un versante in InHM . . . . . . . . . . . . .
3.1
3.2
3.3
3.4
3.5
3.6
3.7
3.8
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4.1
4.2
4.3
4.4
4.5
4.6
4.7
4.8
Rappresentazione schematica del bilancio idrologico del modello
AFFDEF . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Costruzione dei poligoni di Thiessen . . . . . . . . . . . . . . .
Rappresentazione schematica dell’interazione suolo-vegetazioneatmosfera ipotizzata in AFFDEF . . . . . . . . . . . . . . . .
Rappresentazione schematica di un tronco fluviale . . . . . . .
Stencil dello schema Lax-Wendroff . . . . . . . . . . . . . . . .
Condizione CFL per lo schema leapfrog . . . . . . . . . . . . .
Schema di flusso per il preprocessing e la componente afflussideflussi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Diagramma di flusso sintetico del trasporto di sedimento . . .
Diagramma di flusso dell’ipotesi di capacità di trasporto . . .
14
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. 23
. 24
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32
32
43
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. 48
. 52
. 53
Foto panoramica del bacino del torrente Gaiana . . . . . . . . .
Inquadramento geografico del bacino montano del torrente Gaiana
Carta litologica del bacino bacino montano del torrente del Gaiana
Carta pedologica del bacino bacino montano del torrente del
Gaiana . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
Carta dell’uso del suolo del bacino montano del torrente Gaiana
Piogge medie mensili registrate al pluviometro di Prugnolo . . .
Curva di possibilità climatica sulle osservazioni . . . . . . . . . .
Serie dei dati raccolti a chiusura di bacino del torrente Gaiana
fino al 30 Giugno 2006 . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
ix
11
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59
60
61
63
63
64
x
ELENCO DELLE FIGURE
4.9
4.10
4.11
4.12
4.13
4.14
4.15
4.16
4.17
Immagine dei coni Imhoff con campioni di acqua fluviale . . . .
Risultato della calibrazione afflussi-deflussi . . . . . . . . . . . .
Scatterplot della calibrazione afflussi-deflussi . . . . . . . . . . .
Risultato della calibrazione del trasporto solido . . . . . . . . .
Analisi di sensitività rispetto alla concentrazione di picco . . . .
Analisi di sensitività rispetto al volume di trasporto solido totale
Analisi di sensitività rispetto al tempo di concentrazione di picco
Analisi di sensitività rispetto al Root Mean Square Error . . . .
Mappa dell’erosione netta spazialmente distribuita simulata . .
65
67
67
70
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Elenco delle tabelle
4.1
4.2
Tabella dei parametri per la calibrazione del modulo afflussideflussi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 68
Tabella dei parametri per la calibrazione del modulo di erosione 69
A.1 Tipi di suolo considerati nel metodo CN . . . . . . . . . . . . . 80
A.2 Tabella di esempio di valori CN per differenti usi del suolo . . . 81
xi
xii
ELENCO DELLE TABELLE
Capitolo 1
Le forme dell’erosione del suolo
1.1
Premessa
I fenomeni di erosione sono numerosissimi e diffusissimi. In questo studio sono
presenti le forme di erosione propri dell’ambiente appenninico in provincia di
Bologna, tuttavia, per ordine di grandezza e gravità, i fenomeni di erosione al
mondo sono altri e di carattere di vera emergenza, legate alla desertificazione
dei suoli ed alle migrazioni ambientali. In Italia, sicuramente non incluse in
questo trattato, si possono ricordare forme di erosione in ambiente alpino,
come quella generata dai movimenti dei ghiacciai, o dai cicli di congelamento e
scioglimento di acqua negli interstizi rocciosi, come forme di erosione chimica,
legate alla soluzione di Calcio (che diventa di dimensione regionale in ambienti
carsici). L’erosione eolica può essere di notevole entità (ma non in pianura
padana, dove l’aria ristagna e i venti sono solitamente molto deboli), oppure
l’erosione da scioglimento nivale. I processi descritti nel prossimo paragrafo
non sono che una breve presentazione, con alcuni riferimenti bibliografici, delle
più comuni forme di erosione e di una loro possibile rappresentazione teorica.
1.2
Descrizione processi
Le numerose forme di erosione del suolo dipendono dalle condizioni locali di
litologia, pedologia, clima, morfologia e copertura vegetale. I processi più
comuni in ambiente appenninico sono l’erosione da precipitazione e da deflusso
superficiale per quanto riguarda i versanti, soprattutto a quote ridotte. Queste
forme di erosione rientrano nella cosidetta erosione idrica, in cui si distinguono
i processi di
• erosione non incanalata o diffusa
1
2
Le forme dell’erosione del suolo
– erosione da pioggia (splash erosion)
– erosione da scorrimento laminare (sheet erosion)
• erosione incanalata
– per ruscellamento (rill erosion)
– per burronamento (gully erosion)
– per abrasione e scalzamento dell’alveo in corsi d’acqua e canali
(channel erosion)
– sottoranea (tunnel erosion)
• erosione di massa
– per franamento (slumping, landsliding)
– per smottamento (earthflow)
1.2.1
Erosione da precipitazione
L’impatto di gocce d’acqua al suolo si manifesta con la formazione di un cratere d’impatto e lo spostamento di particelle di suolo distaccato; tra i fattori
che influenzano la capacità erosiva vi è lo spessore della lama d’acqua, che,
per altezze minime può accentuare l’impatto delle gocce, mentre per altezze
maggiori funge da schermo per il suolo. Il rainsplash rappresenta una delle
principali forme di erosione in ambienti temperati, nonché una dei fenomeni
erosivi più immediati da misurare sperimentalmente. In letteratura sono presenti numerosissime stime dell’effetto erosivo della pioggia per la messa a punto
di indici di erosività (per esempio Ekern, 1950; Ghadiri and Payne, 1977; Gilley and Finkner , 1985; Sharma et al., 1991). Queste stime sono state eseguite
utilizzando diverse tipologie di suolo, pendenze, diametro delle gocce, piogge
naturali ed artificiali; alcuni studi si sono indirizzati alle piogge poco intense,
e hanno portato alla scelta del momento delle gocce come miglior stimatore
(Kneale, 1982), altri studi, utilizzando piogge naturali, ma distribuzioni forse
datate come quella di Laws and Parsons (Laws and Parsons, 1943), hanno
usato l’energia cinetica della pioggia (Govers, 1991). Questi studi sono stati
recentemente criticamente rivisitati da (Salles et al., 2000), che ne ha studiato la validità misurando tutte le variabili nello stesso ambiente sperimentale,
dalla distribuzione dimensionale delle gocce al distacco di suolo; questo autore
ha anche proposto l’utilizzo del prodotto tra il momento delle gocce ed il loro
diametro come stimatore dell’erosione superficiale, assieme all’utilizzo di una
funzione di soglia che limita il rainsplash a causa dei fenomeni di sigillamento
1.2 Descrizione processi
3
del suolo durante l’inizio della precipitazione, fenomeni che sono maggiori per
suoli a granulometria fine. Per la stima dell’erosione da precipitazione esistono
numerose stime empiriche basate sull’intensità di precipitazione, per la facilità di calcolo di questo valore; tra queste per esempio figura il parametro di
erosività delle piogge della Universal Soil Loss Equation (USLE), calcolata dal
prodotto dell’intensità di precipitazione ed alcuni fattori empirici. Vi sono altresı̀ numerose stime basate sull’energia cinetica esercitata dalle gocce al suolo,
calcolata in base alla velocità terminale delle gocce di pioggia, e consistono in
una descrizione più aderente alla realtà fisica dei processi, sebbene non sempre
vi sia una grande differenza nella qualità della stima. La velocità terminale
delle gocce di piogga è normalmente funzione del diametro delle gocce, sulla
cui distribuzione vi è un ampia letteratura (per una review in merito si guardi
van Dijk et al., 2002); solitamente si utilizzano distribuzioni del diametro mediano D50 secondo legge di potenza dell’intensità di precipitazione. Anche la
distribuzione dei diametri efficaci vale una legge analoga: il diametro efficace,
ossia il diametro che devono avere tutte le gocce perchè risulti la stessa energia
cinetica osservata, seguono una legge di potenza del diametro mediano. Queste
leggi di potenza, entro errori strumentali, risultano valide per tutte le misure
compiute al mondo, tuttavia è stato notato come i diametri misurati siano
molto diversi a seconda della latitudine, del processo generativo della pioggia
e del metodo usato per la misura dei diametri. Interessante al riguardo è lo
studio di Parsons and Gadian (2000) che cerca di dare un ordine di grandezza all’incertezza nelle comuni stime di energia cinetica delle gocce di pioggia,
facendo un’analisi degli errori strumentali nelle misure effettuate negli anni
40-50, che hanno poi avuto il maggior successo in letteratura. Infine, anche in
questo campo, sempre più moderne strumentazioni come i pluviospettrometri
ottici permettono oggi misure più accurate e migliori descrizioni fenomeniche.
1.2.2
Erosione da deflusso superficiale
L’erosione da scorrimento laminare è soiltamente considerata come l’effetto
erosivo del deflusso superficiale sopra versanti, in particolare quelli nudi o coltivati e ad elevata pendenza. Solitamente il distacco di sedimento è regolato
dalla forma, la dimensione e la distribuzione granulometrica del materiale, dalle
caratteristiche della corrente idrica e dalla struttura del suolo. Comunemente in modellistica idrologica, questo processo di erosione è considerato come
unico, tuttavia nel deflusso laminare avvengono contemporaneamente processi
di deposizione, di distacco di suolo (entrainment) e di distacco di materiale
precedentemente depositato (re-entrainment); questi processi sono solitamente regolati dalla granulometria del materiale, percui nello stesso momento e
4
Le forme dell’erosione del suolo
nella stessa sezione liquida una parte del materiale trasportato può essere depositato e sedimento fine depositato può subire fenomeni di re-entrainment.
L’impostazione matematica corretta a questo problema si deve a Hairsine and
Rose (1992a) ed una soluzione dell’equazione di trasporto da loro proposta è
stata elaborata da Rose et al. (2007), sotto alcune condizioni di stazionarietà.
La complessità di questa soluzione ne permette l’applicazione solo a scala di
versante ed in generale, modelli di erosione a scala di bacino operano alcune
semplificazioni sui processi: spesso si utilizzano modelli di capacità di trasporto, in cui una variabile critica distingue tra fase erosiva e non-erosiva, e una
variabile dominante descrive se il deflusso superficiale è in grado di attivare
l’erosione (Tayfur , 2002):
Tc = ηi (D − Dc )ki
(1.1)
Nell’approccio basato sulle tensioni tangenziali critiche
D=τ
Dc = τc
(1.2)
dove τ [M L−1 T−2 ] è la tensione tangenziale del deflusso e viene calcolata in
base all’idraulica del deflusso e τc [M L−1 T−2 ] è la tensione tangenziale critica
per mobilizzare le particelle di sedimento, che è invece funzione della granulometria e del peso specifico dell’acqua e del sedimento.
Altri approcci possibili considerano la potenza di deflusso quale variabile dominante, espressa come:
D = τV
Dc = τc Vc
(1.3)
dove V [L T−1 ] è la velocità del deflusso e Vc [L T−1 ] indica la velocità di
mobilizzazione critica, ossia le velocità necessaria per mettere in movimento
particelle di sedimento. Per stimare Vc si utilizza il numero di Reynolds Re
utilizzando la velocità di attrito u∗ [L T−1 ]:
Re∗ =
u∗ d
ν
(1.4)
dove
u∗ =
p
ghS
(1.5)
con g accelarazione di gravità [L T−2 ], h altezza del deflusso [L], S pendenza
del fondo e ν [L2 T]è la viscosità cinematica dell’acqua.
Un’altra espressione di variabile dominante è la potenza di deflusso specifica
D =VS
Dc = Vc Sc
(1.6)
1.2 Descrizione processi
5
dove Sc esprime la pendenza critica per l’inizio del movimento delle particelle.
In questo caso, la condizione di mobilizzazione può essere stimata tramite la
formula di Meyer-Peter & Muller (Meyer-Peter and Muller , 1948).
Molto diffuso è l’uso delle tensioni tangenziali critiche (Nearing et al., 1989;
Sun et al., 2002), (vedi capitolo 2), ma anche la potenza di deflusso è presente in Hairsine and Rose (1992a): in contesto di trasporto in rill la potenza
di deflusso è considerata essere il miglior predittore da Nearing et al. (1997),
mentre in contesto interrill Abrahams et al. (2001) propongono una relazione
basata sulla tensione tangenziale ed alcuni altre grandezze fisiche riguardanti
la scabrezza del fondo e l’inerzia delle particelle.
1.2.3
Erosione incanalata
I rills sono un fenomeno altamente comune su versante e solitamente rappresentano sia una sorgente di sedimento che un via preferenziale per il loro
trasporto. I rills sono soggetti ad erosione laterale ed al fondo, che modificano
la morfologia di questi piccoli canali e quindi anche l’idraulica ed il fondo; a
loro volta questi influenzano il distacco di materiale, per questo il rill si sviluppa sotto un continuo feedback tra queste forzanti: idraulica del moto, fondo
ed erosione. Tra le impostazioni matematiche della fisica dell’erosione in rill
si distinguono per completezza quella di Hairsine and Rose (1992b) e quella
di Lei et al. (1998). Il primo studio, strettamente legato al side-paper Hairsine and Rose (1992a) considera i processi di erosione-deposizione-trasporto
in maniera contemporanea per le diverse granulometrie, tuttavia fornisce al
problema una sola formulazione matematica, ma ancora manca una soluzione
in contesto rill come invece è stata proposta in contesto interrill. Il secondo
studio invece, basato su una buona base sperimentale (Nearing et al., 1997),
risolve un modello di evoluzione dinamica di rill data da erosione al fondo
probabilizzata in base alla capacità erosiva del moto turbolento. Entrambe le
impostazioni concettuali sono tuttavia troppo dettagliate ed necessitano una
parametrizzazione tale da non permetterne l’uso in modelli a scala di bacino
e, per il secondo, nemmeno a scala di versante.
I fenomeni di gully sono solitamente rappresentati da canali con sponde ripide ed alte, soggetti ad intensa incisione e spesso sono associati a fenomeni di
erosione al fondo regressiva (headcut erosion). Tra le cause di formazione di
gully note in letteratura vi sono il taglio di boschi naturali (Prosser and Soufi ,
1998), cattive pratiche agricole e sovrapascolo (Vandekerckhove et al., 1998),
costruzione di strade (Montgomery, 1994), ma anche feedback tra porcessi
geomorfologici comuni come cambiamenti topografici, deflusso superficiale ed
6
Le forme dell’erosione del suolo
erosione diffusa su versante (Bull , 1997). Sono accreditate differenti accezioni
di gully in letteratura come incisione in parcelle agricole, incisioni su versanti
bassi o sistemi di canali profondamente scavati; i gully sono quindi presenti
sotto diverse condizioni litologiche, tuttavia l’erosione idrica è comunemente
riconosciuta come la principale causa di evoluzione dei gully. A causa delle
diverse connotazioni, esistono diverse descrizioni matematiche di questo fenomeno erosivo: tra gli altri, lo studio di Istanbulluoglu et al. (2005) si riferisce a
sviluppo di gully per crollo di sponda per scalzamento al piede stimato secondo
un classico modello di equilibrio, adatto in contesti rocciosi; lo studio proposto
da Sidorchuk (1999) presenta un modello di sviluppo differenziato per la fase
non-stazionaria di inizio di un gully e per la fase stazionaria di sviluppo di
un gully formato. La prima fase consiste in un modello di erosione al fondo
basato sulla stima delle tensioni tangenziali ed in un modello di erosione per
crollo delle sponde; la seconda fase invece presenta un modello di variazione
del profilo longitudinale basato su velocità di distacco di materiale empiriche.
Vi sono modelli a scala di parcella o piccolo bacino che includono l’erosione per
gully, come il WEPP, il LISEM e l’EGEM, che saranno discussi nel prossimo
capitolo.
L’erosione spondale è ampiamente trattata in letteratura, in particolare in riferimento allo studio dei meandri per quanto riguarda le analisi più dettagliate.
La casistica classica di erosione spondale prevede alcuni processi tipo come
la frana per rototraslazione di un concio di sponda, la frana per crollo per
scalzamento al piede e collasso spondale per sifonamento (per una review si
veda Darby, 1998). Anche per questo fenomeno esistono modelli di dettaglio
che possiedono modellazioni fisicamente basate discretamente sofisticate (Darby et al., 2002) che ovviamente non si adeguano alla modellistica idrologica a
scala di bacino, dove invece compaiono stime dell’erosione spondale e di fondo
solitamente aggregate come erosione in alveo e calcolate tramite alcune delle
classiche equazioni presenti in letteratura come l’equazione l’equazione di Yalin (Wicks and Bathurst, 1996; Nearing et al., 1989).
I meccanismi di innesco di erosione di massa come le frane superficiali o profonde sono ampiamente discussi in letteratura (Terzaghi et al., 1996). Molto
interessanti sono le applicazioni a scopo modellistico e predittivo di questi fenomeni, che sono spesso inclusi in modelli idrologici a scala di versante o di
bacino, ma che per motivi di spazio non saranno trattati in questo studio.
Capitolo 2
I modelli di erosione
La descrizione matematica formale dei diversi processi erosivi naturali è in costante evoluzione, grazie a studi sperimentali e sempre più moderni strumenti
di analisi. La complessità intrinseca degli ambienti naturali, per poter essere
integrata in strumenti per la pianificazione territoriale, ha avuto a disposizione
calcolatori sempre più potenti è con una capacità di calcolo in costante crescita, come ricorda la prima ’legge’ di Moore (Moore, 1965). Questa sempre
maggior disponibilità, a costi sempre minori, ha permesso lo sviluppo di modelli fisico-matematici di complessità via via crescente, in grado di simulare il
comportamento dei sistemi naturali strutturati e possibilmente dare risposte
verosimili agli input forniti.
Come presentato nel capitolo 1 esistono varie forme di erosione meccanica a
causate principalmente da fenomeni di precipitazione, e a queste si aggiungono
altre forme, che in determinati ambienti possono essere dominanti nella formazione del paesaggio, come l’erosione eolica, l’erosione di roccia per fessurazione
dovuta al congelamento di acqua interstiziale, o l’erosione chimica come quella
a cui sono soggette rocce carbonatiche.
L’erosione ha impatti diversi a seconda della scala temporale di analisi: dal
punto di vista ingegneristico, la scala temporale è molto breve, finanche di
24 − 12h, trattandosi spesso di analisi del rischio immediato o imminente; dal
punto di vista geologico, l’erosione è un fenomeno opposto al sollevamento tettonico e che nella sua globalità è indice dell’evoluzione del territorio a lungo e
lunghissimo termine. Entrambi questi comportamenti vengono comunemente
simulati, i primi in modelli di erosione, i secondi in modelli geomorfologici, che
mirano alla previsione del paesaggio futuro. In questo capitolo ci limiteremo
a descrivere i primi, essendo più attinenti al tema della ricerca.
I modelli di erosione vengono spesso comunemente divisi tra modelli fisicamente basati, modelli concettuali e modelli fisicamente basati; questa differenza
7
8
I modelli di erosione
molto spesso è in realtà labile, perché molti modelli definiti fisicamente basati,
contengono anche rappresentazioni empiriche dei fenomeni descritti, o altresı̀,
anche i modelli con le basi fisico-matematiche più solide se utilizzati ad una
scala non appropriata risultano empirici (Grayson et al., 1992; O’Connell and
Todini , 1996).
I cosiddetti modelli di erosione empirici sono generalmente costituiti da una
combinazione di fattori che interpretano diverse forme di erosione e ne danno
una stima complessiva; questi modelli nascono principalmente dall’osservazione dei principali agenti erosivi ed iniziano ad essere sviluppati già negli anni
’30 (vedi Ayres, 1936). Grazie ad un intenso sforzo di monitoraggio in siti
sperimentali, e di sintesi statistica dei dati rilevati, sono creati dei modelli di
regressione tra i tassi di erosione raccolti e l’intensità degli agenti erosivi considerati. Ancora oggi, i database nati da queste parcelle di suolo sperimentali
rappresentano una delle principali fonti di dati disponibili sulla perdita di suolo
(Hairsine and Rose, 1992a). Questi modelli necessitano di relativamente pochi dati di input; forse i dati di input erano complicati da estrarre prima della
diffusione dei Sistemi Informativi Geografici (GIS), ma oggi sono facilmente
estraibili ed analizzabili attraverso procedure ormai automatizzate e più volte
affinate. Da pochi dati di input ed un modello strutturalmente abbastanza
semplice, l’output non può che risultare in una stima abbastanza grossolana,
spesso aggregata a scala temporale, come la perdita di suolo annuo.
I modelli concettuali sono caratterizzati dalla rappresentazione di un bacino
attraverso serbatoi interni: ogni serbatoio rappresenta un processo idrologico,
permettendo una riproduzione del comportamento dinamico del bacino senza
la necessità di informazioni di input dettagliate. I modelli concettuali permettono applicazioni a livello spazialmente distribuito e i suoi parametri sono
solitamente ottenuti per calibrazione sui dati osservati, solitamente in chiusura
di bacino; questo limita le possibilità di validazione e di utilizzo in bacini scarsamente monitorati, oltre a rendere difficoltosa l’identificabilità fisica dei valori
dei parameteri. Modelli concettuali di media complessità, inoltre possono non
avere una regione unica e ben definita nello spazio dei parametri a cui siano
associate simulazioni soddisfacenti. Solitamente, si ovvia al problema con la
stima di alcuni parametri a priori, sulla base di osservazioni sperimentali. Nonostante queste mancanze, i modelli concettuali rappresentano un ottimo compresso tra i modelli empirici e modelli fisicamente basati, essendo comunque in
grado di interpretare i processi fondamentali di bacino con un utilizzo limitato
di risorse; in oltre, contrariamente ai modelli fisicamente basati, non soffrono
di sovra-parametrizzazione (Beven, 1989) e non pretendono di riprodurre fisicamente processi ‘across-scale’ che ancora non sono pienamente compresi.
2.1 Modelli empirici e concettuali
9
I modelli fisicamente basati si basano su equazioni matematiche che descrivono il processo fisico modellato, in particolare equazioni per il trasporto di
sedimento, di nutrienti basate sulla conservazione della massa. I modelli fisicamente basati utilizzando quindi, in teoria, parametri fisicamente riconoscibili;
in realtà, sono spesso numerosissimi e difficilmente misurabili, e quand’anche
lo fossero, spesso la scala spaziale di misura e di simulazione non coincidono,
percui sono spesso calibrati rispetto ai dati osservati. Se da un lato, l’approccio fisicamente basato è quindi preferibile in linea teorica, ma ne va valutata
l’opportunità in base alle esigenze applicative e al supporto teorico esistente:
la necessità di numerosi dati di input e la necessità di una taratura di questi
sull’osservato, rende molto alta l’incertezza su questi dati, che si riflette sull’output finale. Inoltre, la presenza di molti parameteri fornisce maggiori gradi
di libertà per poter fittare l’osservato, ma ovviamente si traduce in grandi difficoltà in fase di validazione.
2.1
2.1.1
Modelli empirici e concettuali
USLE
La Universal Soil Loss Equation (USLE) si può considerare il primo moderno
modello di erosione superficiale; nasce negli anni 70 (Wischmeier and Smith,
1978) dallo sviluppo di precedenti modelli e dal modello direttamente precedente di Smith e Whitt (Smith and Whitt, 1947); questa equazione è ancora
largamente usata oggi, suscitando ancora discussione in ambito scientifico sulla
affidabilità delle sue stime (es. Kinnell , 2005). Quest’equazione è stata elaborata su parcelle di dimensione ridotta (un centesimo di acro, 40.44 m2 ) a diverse
pendenza, ed è stata molto utilizzata negli USA, grazie allo sforzo di classificazione dei suoli americani in base ai parametri della USLE, e da qui nel resto
del mondo. La forma dell’equazione è A = RKLSCP dove R stima l’erosione
da precipitazione, K l’erodibilitá del terreno, L la lunghezza del versante, S la
pendenza del versante, C l’influenza dell’uso del suolo sulla suscettibiltà del
terreno agli agenti erosivi e P rappresenta l’effetto conservativo dato da eventuali pratiche di regimazione o di coltivazione. Questo modello è aggregato
sia nel tempo che nello spazio e si propone di stimare l’erosione superficiale
annuale da una parcella agricola. Con l’aumento delle capacità computazionali degli elaboratori, l’arrivo dei personal computer e la nascita dei sistemi
informativi geografici (GIS), i singoli fattori della USLE sono stati modificati
per poter applicare il modello versanti o bacini estesi e cosı̀ la discussione sull’ammissibilità della USLE si è estesa ad altri modelli i cui acronimi tuttavia
10
I modelli di erosione
ostentano un presunto miglioramento: Revised USLE (RUSLE Renard et al.,
1991), Modified USLE (MUSLE Williams, 1975) e USLE-Modified (USLE-M
Kinnell and Risse, 1998).
La RUSLE si propone di rendere più ‘moderna’ la USLE modificando il parametro R e aggregando i coefficienti LS per adattarli a simulazioni a scala di
bacino, prendendo cosı̀ atto della sempre più comune applicazione della USLE
a scala di bacino. Un altro aspetto innovativo sono le dimensioni del manuale:
dalle 70 pagine di manuale della USLE, si passa ad un manuale di 400 pagine; sebbene questo aspetto è indicativo della quantità di informazioni di input
siano necessarie e di quanto siano diversificate. La RUSLE è stata soggetta a
numerose versione modificate per poterla adattare a varie esigenze applicative
o alle disponibilità di dati; il parametro che più ha subito adattamento è quello
che regola la pendenza e la lunghezza del versante LS di cui si esistono varie
espressioni (es. Remortel et al., 2001; Desmet and Govers, 1996; Millward and
Mersey, 1999; Mitasova et al., 1996): queste differenze sono dovute soprattutto alla diffusione dei GIS e di modelli digitali del terreno (DEM) a maglia
sempre pi piccola che permettono il calcolo in automatico di questi fattori su
ogni versante di bacino, e i tempi recenti in cui questo calcolo era fatto a mano
sulla carta topografica sembrano lontanissimi.
Il modello USLE-M (Kinnell and Risse, 1998), un pò troppo pomposamente,
si propone di rappresentare la complessa interazione del rainsplash, della formazione del deflusso e l’erosione da deflusso superficiale, tutto attraverso una
modifica del parametro R.
Il modello MUSLE (Williams, 1975) rappresenta una modifica dei parametri USLE, con l’aggiunta di un coefficiente per permetter l’applicazione della
USLE a scala di evento.
2.1.2
AGNPS
Il modello Agricultural Non-Point Pollution Source (AGNPS) sviluppato dal
Dipartimento dell’Agricultura americano (USDA), è un modello con rappresentazioni dei fenomeni naturali sia di tipo empirico che concettuale (Young
et al., 1987), nato per applicazioni su bacini compresi tra i pochi ettari e un
centinaio di km2 . Per superare alcune notevoli mancanze della USLE, al modello di erosione empirico (in questo caso la RUSLE) è stato accoppiato un
modello afflussi-deflussi, come nella maggioranza dei modelli di erosione contemporanei. La componente afflussi-deflussi si basa sul metodo CN del Soil
Conservation Service (SCS , 1972), ed è un modello concettuale spazialmente
distribuito per la simulazione della formazione del deflusso superficiale a scala
di evento. In fase di simulazione, AGNPS prima risolve il modello afflussideflussi, quindi stima la perdita di suolo superficiale e l’ingresso di inquinante
2.1 Modelli empirici e concettuali
11
su versante; in seguito calcola la frazione solida ed in soluzione che entrano
nella rete ed infine calcola la propagazione attraverso le celle fino a chiusura
di bacino. Il modulo di qualità fluviale stima il fosforo ed l’azoto associati al
sedimento ed in soluzione ed il carbonio organico associato al sedimento. Il
modulo di erosione è in grado di elaborare diverse classi granulometriche e in
output restituisce i pattern di deposizione e la concentrazione di sedimento,
nonchè la granulometria. Di AGNPS esiste una versione più recente, AnnAGNPS, in grado di simulare in continuo e di stimare il contributo giornaliero di
inquinanti, il loro trasporto e la loro deposizione. Questo modello è distribuito
gratuitamente via-web dall’USDA e possiede un interfaccia grafico integrato
in ArcView3.x, ed uno per ArcGis è in fase di sviluppo.
Figura 2.1: Dati di input richiesti da AGNPS
(fonte: www.gdf-hannover/physgeo/grass)
2.1.3
EROSET
Il modello EROSET (Sun et al., 2002) stato sviluppato nella medesima filosofia
di AGNPS e risulta dall’accoppiamento di un modello di distacco di sedimento
empirico, in questo caso la USLE, ad un modulo di simulazione afflussi-deflussi
fisicamente basato, in questo caso THALES (Grayson et al., 1992), un modello
spazialmente distribuito a scala di evento. Il modello è adatto per applicazioni a scala di evento o su lungo periodo e su piccoli bacini di alcuni km2 . Il
12
I modelli di erosione
trasporto di materiale è calcolato utilizzando equazioni di conservazione della
massa fisicamente basate; l’erosione di interrill utilizza l’intensità di precipitazione ed una rivisitazione del parametro EI della USLE per stimare il distacco
di particelle dal suolo, rimanendo comunque nel contesto di una stima fortemente empirica. L’erosione in rill è stimata utilizzando una legge di potenza
al deflusso, alcuni parametri topografici e un parametro di calibrazione; l’erosione nella rete è infine stimata tramite una relazione basata sulla potenza
di deflusso. In output, il modello resistituisce la concentrazione di sedimento alla chiusura di bacino (per una singola classe granulometrica), il pattern
di erosione e deposizione e ovviamente la portata. EROSET, molto simile al
modello MUSLE, è un esempio di come impostazioni concettuali, empiriche
e fisicamente basate convivano all’interno dello stesso modello e di come una
qualsiasi classificazione risulti comunque arbitraria.
2.2
Modelli fisicamente basati
Come gi accenato, i modelli di erosione fisicamente basati intendono descrivere
i processi di erosione e/o i processi di formazione del deflusso secondo relazioni
matematiche rappresentative dei fenomeni naturali. Tra i più noti modelli
o più recenti vi sono il Water Erosion Prediction Project (WEPP Nearing
et al., 1989), il KINEROS (Wollhiser et al., 1990) ed il EUROSEM (Morgan
et al., 1998), lo SHESED (Wicks and Bathurst, 1996) e, nella sua versione più
recente, SHETRAN (Ewen et al., 2000) ed il INHM (Heppner et al., 2006).
Questi modelli si distinguono per lo sforzo di una rappresentazione dei fenomeni
erosivi quanto più possibile basata sui processi.
2.2.1
WEPP
Questo modello, frutto di un notevole impegno da parte di vari enti governativi
americani, indirizzato alla simulazione spazialmente distribuita di versanti o di
piccoli bacini imbriferi tramite relazioni matematiche il più possibile fisicamente fondate. Il modello possiede un generatore di piogge simulate, strumento
utile per l’analisi di scenari futuri, un modulo di stima dell’erosione da deflusso
laminare ed incanalato (sheet erosione e rill erosion), un modulo per la stima
della crescita delle colture, del rilascio di nutrienti, delle pratiche agricole (irrigazione ed aratura) e, ovviamente, un modulo afflussi-deflussi. Il modello
resistuisce in output, pattern di erosione e deposizione, granulometria dei sedimenti e qualità, oltre ovviamente ai volumi di acqua. Il bilancio idrico nel suolo
si basa sull’impostazione di Green-Ampt Mein-Larsons e la propagazione del
deflusso simulata con il metodo dell’onda cinematica (che preclude l’utilizzo
2.2 Modelli fisicamente basati
13
del modello in bacini di medie dimensioni). Il distacco di suolo per deflusso superficiale avviene in condizioni di tensione tangenziale super-critica, e la
quantità di materiale depositato è proporzionale al materiale trasportato in
eccesso rispetto alla capacità di trasporto: questa impostazione è la medesima
sia per l’erosione diffusa che incanalata. Il materiale distaccata è trasportato
risolvendo una canonica conservazione di massa. Il modello necessita di numerosi dati di input, anche riguardanti la geometria del terreno, siccome il
modello non considera l’erosione in una rete idrografica, ma da deflusso superficiale e in rivoli superficiali temporanei (ephemeral gullies), che solitamente
sono rimossi tramite comuni pratiche agricole. Di fondamentale importanza
sono gli input relativi alle colture esistenti, che hanno notevole importanza sull’erosione risultante. In pratica WEPP, nonostante l’attraente complessità e
completezza delle sue capacità modellisitche, è applicabile solo su piccole parcelle agricole di cui si conosca bene la geometria e di cui si abbiano numerosi
dati; per esempio, non considerando erosione da rill permanenti o non contemplando versanti senza rill, non si presta a simulazioni di bacini non agricoli.
Tuttavia, a differenza di altri modelli altrettanto complessi, questo sistema è
in continuo sviluppo (attualmente presso la Washington State University), è
stato integrato con ArcView3.x ed infine è ampiamente documentato e gratutitamente disponibile in rete.
Il prezzo per un modello talmente complesso, oltre alle centinaia di pagine
di manuale da studiare, sono: la presenza di bachi nel codice, la necessità
di numerosi parametri di input che sono difficilmente reperibili alla scala del
modello e che quindi non possono che essere frutto di calibrazione. Il primo
punto non è inoltre trascurabile: questo modello, una volta prodotto, era stato
trascurato e solo dopo tempo alcuni dipartimenti universitari americani si sono fatti carico del suo mantenimento, facendo innanzitutto un’intensa azione
di debugging durata più di un anno (Joan Q. Wu, comunicazione personale).
Questo dà una maggior sicurezza nell’utilizzo del modello oggi, ma sicuramente
pone alcuni dubbi sul precedente utilizzo che ne è stato fatto e sulla presenza
di altri possibili bugs non ancora trovati.
2.2.2
EUROSEM
Il modello EUROSEM (Morgan et al., 1998) nasce da un impegno comune di
vari ricercatori europei: usa la struttura afflussi-deflussi di KINEROS (Wollhiser et al., 1990) in cui inserisce un modulo di stima dell’erosione da precipitazione e da deflusso superficiale. Il KINEROS concettualizza i versanti
come piani inclinati e gli alvei come canali, rappresentando cosı̀ il bacino con
una struttura di piani con un grado di eterogeneità desiderata e canali internamente omogenei. In EUROSEM il trasporto di materiale è risolto secondo
14
I modelli di erosione
Figura 2.2: Discretizzazione di un bacino in WEPP e schema sintetico del modello
2.2 Modelli fisicamente basati
Figura 2.3: Discretizzazione di un bacino in KINEROS
Figura 2.4: Diagramma di flusso per il modello EUROSEM
15
16
I modelli di erosione
una classica legge di conservazione della massa in cui il termine di sorgente e
di perdita è data dall’erosione netta da precipitazione e dall’erosione netta da
deflusso superficiale. L’infiltrazione è stimata tramite il modello di Smith and
Parlange (1978) che genera deflusso per eccesso di saturazione; il deflusso è
propagato tramite il metodo dell’onda cinematica. Il modulo di erosione stima il distacco di materiale su versante da precipitazione tramite una relazione
empirica-sperimentale. La capacità di trasporto è calcolata differentemente
tra rill ed interrill: nel primo si usa una relazione basata sulla potenza di
flusso specifica, su una forma modificata della potenza di deflusso; a scala di
versante, l’equazione di simulazione dell’erosione assume la stessa espressione,
ma viene calcolata in maniera differente in base alla topografia. L’erosione in
canali è calcolata come l’erosione su versante, trascurando il termine di erosione da precipitazione. Il modello è adatto per simulazioni a scala di evento,
solitamente a passo temporale di un minuto, su bacini di piccole dimensioni (massimo 10km2 ); questo rende possibile una buona calibrazione solo su
bacini ben monitorati dove l’altezza idrometrica sia campionata a frequenze
molto elevate. Inoltre questa discretizzazione cosı̀ netta, rende molto delicato in fase di calibrazione la scelta dell’area minima contribuente, ossia l’area
massima di versante oltre la quale il deflusso diventa incanalato. KINEROS
è stato in seguito corredato di un suo modulo di trasporto, molto simile alla struttura proposta in EUROSEM, e viene distribuito gratuitamente in rete,
corredato da un manualetto minimale. Tuttavia è stato inserito assieme al modello SWAT (Soil Water Assessment Tool) in un pacchetto per la simulazione
afflussi-deflussi e dell’erosione superficiale chiamato AGWA, che permette la
preparazione dei dati di input tramite interfaccia grafico integrato ArcView3.2.
Questo strumento è molto interessante, perchè permette in pochi passaggi la
preparazione dei dati di input via GIS; in seguito questi si possono usare per
simulazioni di grandi bacini (1000 Km2 ) con lo SWAT, che ha un passo di
simulazione abbastanza lungo ed è adatto allo studio di scenari, e su piccoli
sottobacini con KINEROS2 per simulazioni a scala di evento, previa qualche
modifica nell’input per il cambiamento di scala.
2.2.3
SHESED
Questo modello si basa sul Système Hydrologique Européen (Abbott et al.,
1986), a cui unisce un modulo di erosione da deflusso superficiale e da precipitazione: l’erosione da precipitazione è stimata partendo dall’intensità di
pioggia e tiene conto dei fenomeni di leaf-drip, ossia dell’effetto delle gocce che
cadono al suolo dalle foglie della vegetazione. L’erosione da deflusso superficiale è invece stimata partendo dalle tensioni tangenziali del deflusso, ed il
trasporto di materiale su versante e in canale è simulato attraverso l’equazione
2.2 Modelli fisicamente basati
17
di conservazione del sedimento. Il modello è in grado di simulare il trasporto
di più classi granulometriche, e per quelle di classe maggiore è stato utilizzato con successo nel simulare la riduzione di trasporto solido in alveo per
corazzamento. Dall’originale versione del modello proposta è stato sviluppato
SHETRAN (Ewen et al., 2000), che integra il predecessore specialmente con
una descrizione raffinata del sottuosolo dove il movimento del fluido in fase
satura ed insatura è modellato in quasi-3D con le equazioni di Boussinesq e di
Richards. A questo modulo si aggiunge un modulo di qualità fluviale, dove è
considerato il trasporto in soluzione, advezione e dispersione di sedimenti, decadimento radioattivo, deposizione atmosferica, adsorbimento da suolo, roccia
e sedimento, ed infine il plant uptake. Un modello di tale complessità, presenta
una grande quantità di dati di input, riproponendo il problema dell’incertezza
in output. Inoltre, a differenza di altri, il modello non è gratuitamente scaricabile dalla rete, essendo stato sostanzialmente finanziato da fondi privati, e
questo ne limita la possibile discussione, infatti, a conoscenza dell’autore, le
sole applicazioni di SHESED presenti in letteratura sono almeno in parte degli
sviluppatori del modello stesso.
Figura 2.5: Diagramma schematico della componente idrologica in SHETRAN (da
Bathurst (2002))
18
2.2.4
I modelli di erosione
InHM
InHM (Heppner et al., 2006) acronimo di Integrated Hydrology Model, sviluppato nell’Università di Stanford, è un modello di erosione a scala di versante,
che ha una sua tipicità. Il terreno superficiale è discretizzato con una mesh
estremamente fitta con prismi dalla base triangolare e altezza variabile: estremamente ridotta per il suolo e invece maggiore nel sottosuolo. Il movimento
di acqua all’interno del suolo è descritto in 3D dall’equazione di Darcy, usata
anche per il fenomeni di infiltrazione con vanto da parte degli autori, che intendevano svincolarsi da un ipotesi a priori sulla formazione del deflusso (ad
esempio meccanismo hortoniano o dunniano). L’erosione considerata è solo
su versante: la frazione di suolo rimossa per precipitazione è proporzionale al
prodotto dell’intensità di pioggia con alcune grandezze topografiche, oltre a
due comuni parametri di calibrazione ed alla ‘area tridimensionale associata
ad ogni nodo (L2 )’, dichiariazione che potrebbe indurre il sospetto che il modello simuli in una geometria non euclidea. L’erosione da deflusso superficiale
è stimata con il comune metodo della capacità di trasporto. Sofisticato invece
il metodo implicito di risoluzione delle equazioni differenziali, che permette,
a detta degli autori, risolvere la fitta discretizzazione del terreno in numerosi
nodi ed elementi.
Figura 2.6: Discretizzazione di un versante in InHM
2.2 Modelli fisicamente basati
19
I modelli di erosione sviluppati sono ovviamente molto più numerosi di questi
e la brevissima presentazione di ognuno non può ritenersi esaustiva. I modelli di erosione superficiale sono da degli strumenti multidisciplinari e quindi
sarebbero da valutare secondo ogni loro aspetto:
• l’aspetto informatico: nel codice sorgente è preferibile la portabilità, la
snellezza, la chiarezza e l’effcienza computazionale. Questi aspetti, legati
ad un’auspicabile forma di condivisione, permette a tutti di valutare
la qualità del modello e verificare i risultati sperimentali possibilmente
pubblicati.
• l’aspetto idrologico: molto banalmente, un buon modello di erosione deve
avere un modello idrologico adatto ai fini dello studio e congruente con
i fenomeni erosivi descritti
• l’aspetto erosivo: altrettanto banalmente, un buon modello richiede una
motivata modellazione dei fenomeni erosivi presenti e una discreta capacità di riprodurre i fenomeni osservati a chiusura di bacino
• il risultato a scala spazialmente distribuita: non è necessario, ma altamente auspicabile, che un modello di erosione fornisca delle mappe di
erosione/deposizione realistiche
• l’aspetto parametrico: come si è visto, il numero dei parametri aumenta
con la complessità del modello fino ad avere modelli fisicamente basati che
probabilmente soffrono di sovra-parametrizzazione. Questo, oltre ad alcune serie riserve di tipo teorico, introduce alcune riserve sulle possibilità
dei modelli in validazione e sull’affidabilità dei risultati.
Si nota infine che, talvolta, la documentazione esistente è del tutto limitata e
difficilmente accessibile. Le review di modelli di erosione pubblicate sono numerose e ciascuna ha analizzato un certo aspetto, oppure di quando in quando
vengono aggiornate vecchie review per riportare nuovi modelli di erosione prodotti. Tra le review più classiche si ricordano Merritt et al. (2003); Jetten et al.
(1999); Borah and Bera (2003); Desmet and Govers (1995).
20
I modelli di erosione
Capitolo 3
Il modello AFFDEF
Il modello AFFDEF consiste in un modello distribuito capace di riprodurre
gli effetti di variabilità spaziale dei processi idrologici, di simulare in continuo
la trasformazione degli afflussi meteorici in deflussi, di stimare l’erosione su
versante ed il suo contributo al trasporto solido in sospensione in alvei fluviali. Il modello discretizza l’areale imbrifero in celle coincidenti con le maglie
del modello digitale delle quote del terreno, in ognuna delle quali il bilancio
idrologico locale viene effettuato facendo uso di schemi di calcolo concettuali
e fisicamente basati; i deflussi superficiali e quelli sotterranei sono propagati
lungo la rete idrografica fino alla sezione di chiusura del bacino, tramite metodi
di propagazione concettuali e lineari. In ogni cella di versante è altresı̀ stimato
il distacco di sedimento ad opera delle precipitazioni e del deflusso superficiale,
ed il materiale è propagato fino alla chiusura di bacino, secondo un bilancio di
massa.
3.1
Il modulo afflussi-deflussi
La modellazione afflussi-deflussi richiede una preliminare definizione di bilancio idrologico; questo, seppure apparentemente banale, è di fondamentale importanza nella definizione dei flussi ed è stato soggetta a dibattiti in ambito
scientifico, i cui segni si vedono ancora oggi in campo lessicale ad esempio
nei termini ‘watershed’ e ‘catchment’, oggi usati come sinonimi. Il bilancio
idrologico utilizzato in AFFDEF è presentato in figura 3.1: l’unico ingresso
sono le precipitazioni P , che cadono sia sul versante che sulla rete idrografica; nel primo caso sono in parte intercettate dalla copertura vegetale arborea
e superficiale, nel secondo sono invece vengono direttamente trasformate in
deflusso superficiale. In realtà l’afflusso meteorico è anche immagazzinato nelle depressioni superficiali del suolo, ma solitamente questi volumi si possono
21
22
Il modello AFFDEF
considerare trascurabili. L’unica perdita significativa dal bacino è dovuta ai
processi di evapo-traspirazione: l’evaporazione avviene sull’acqua immagazzinata sulle foglie delle piante, nei bacini superficiali e nella rete drenante; la
traspirazione invece avviene ad operare di alberi e piante a scapito dell’acqua contenuta nel suolo. L’acqua caduta sui versanti che raggiunge il suolo
inizialmente si infiltra: una parte scorrerà come deflusso ipodermico secondo
linee di flusso quasi corrispondenti alla superficie topografica ed eventualmente sarà intercettato da un alveo fluviale, un’altra parte invece alimenterà la
falda sotterranea per percolazione e si trasformerà in deflusso profondo, alias
portata di base. L’acqua caduta sul versante che non si infiltra a causa di
saturazione, di impermeabilizzazione o di fenomeni di sigillamenteo (‘sealing’)
del suolo, contribuirà direttamente al deflusso superficiale, ossia quella parte
di acqua meteorica che defluisce lungo i versanti fino al ramo di rete drenante
più vicino. L’equazione di bilanci idrologico che deve essere soddisfatta in un
qualsiasi punto del bacino ad ogni passo temporale ∆t di simulazione è:
Pl = (Lv + E + Pnet ) + (I + ∆F )
(3.1)
in cui:
• Pl è l’altezza di pioggia lorda in ∆t
• Lv è la parte di precipitazione intercettata dalla vegetazione in ∆t
• E è l’altezza di acqua evapotraspirata in ∆t
• I è il volume di acqua per unità di superficie del bacino nell’intervallo di
tempo ∆t
• ∆F è la vatiazione di invaso specifico del bacino nell’intervallo ∆t
Indicando con L la somma di I, Lv , E e ∆F , l’altezza di pioggia netta Pnet si
può esprimere secondo l’equazione (3.2)
Pnet = Pl − L
3.1.1
(3.2)
Afflussi meteorici
In generale, alle nostre latitudini, si può assumere che le precipitazioni piovose
si formino dall’incontro di masse d’aria a diversa temperatura, pressione ed
contenuto di umidità. Al loro incontro, per effetto della rotazione terrestre, le
masse d’aria assumono una rotazione oraria e contemporaneamente la massa
d’aria a temperatura maggiore si sovrappone alla massa a temperatura minore. I piani su cui scorrono affiancate le due masse d’aria si definiscono fronti e
3.1 Il modulo afflussi-deflussi
T
E
P
23
E
E
P
Qs
F
Qi
R
Qb
Qe
Figura 3.1:
AFFDEF
Qu
Q
Rappresentazione schematica del bilancio idrologico del modello
24
Il modello AFFDEF
solitamente uno è associato alla risalita della massa d’aria calda sopra la massa d’aria fredda, mentre nell’altro, la massa d’aria fredda si incunea sotto la
massa d’aria calda. Lungo questi fronti in il raffreddamento delle masse d’aria
umide, associato alla presenza di polveri che fungano da nuclei di condensazione, si formano le prime gocce di pioggia; queste, pian piano accumulano
altre molecole d’acqua fino a che, raggiunta una certa dimensione, cadranno
sotto forma di precipitazione. Le precipitazioni al suolo, solitamente si misurano tramite pluviometri e/o pluviografi: i primi sono dei recipienti standard
graduati in grado di registrare la quantità di pioggia cumulata sul periodo (solitamente espressa in mm). I secondo invece calcolano le precipitazioni cadute
in continuo, e riescono quindi a misurare la variazione di altezza di pioggia in
funzione del tempo; questa funzione, detta intensità di precipitazione, è solitamente espressa in mm/h.
AFFDEF consente di seguire le variazionei dell’input climatico sulla superficie del bacino, ma la possibilità di fornire una’informazione attendibile ed il
più possibile realistica si deve confrontare con una rete di misurazione talvolta
insufficiente, con un’elevata incertezza riferita alle stesse misure pluviometriche e con un’elevata variabilità spaziale delle precipitazioni, in particolare di
quelle molto intense ed in zone montane. In AFFDEF sono implementati due
metodi di ragguaglio per la stima della pioggia lorda areale a partire da misure
puntuali: il metodo dei poligoni di Thiessen o di Voronoi, ed il metodo della
distanza inversa. Il metodo dei poligoni di Thiessen presuppone di aver un
Figura 3.2: Costruzione dei poligoni di Thiessen. La linea tratteggiata unisce i
pluviometri adiacenti, la linea continua sono porzioni degli assi che costituiscono i
lati dei poligoni. Da Dingman (1994)
discreto numero di stazioni pluviometriche che insistono sul bacino di studio
3.1 Il modulo afflussi-deflussi
25
o nelle sue vicinanze. Per ciascuno pluviometro si costruisce per via geometrica un’area di influenza, all’interno della quale la precipitazione si ipotizza
uniforme e congruente a quella misurata al pluviometro. Queste aree sono formate dalla creazione di maglie triangolari aventi per nodi i singoli pluviometri
ed unendo i circocentri di ogni maglia (Figura 3.2). La precipitazione media
areale è data dalla somma pesata dei contributi di ciascun pluviometro, dove
il peso λ di ciascun pluviometro è calcolato come rapporto tra il suo topoieto
(Ai ) e l’area totale del bacino (A).
Ai
A
λi =
(3.3)
Se si indica quindi con hi l’altezza di pioggia registrata dall’i-esimo strumento per un lasso di tempo ∆t, ed assumendo la presenza di un numero di
pluviometri Nplu , la pioggia media areale pma al tempo ∆t è data da:
Nplu
pma =
X
hi λi
(3.4)
i=1
Il metodo dei topoieti permette di fare uso anche di strumenti pluviometrici al
di fuori del bacino, se posti nelle vicinanze, ed è poco intensivo per l’elaboratore
rispetto ad altri metodi di ragguaglio delle precipitazioni di tipo geostatistico.
Nel metodo dell’inversa distanza lineare si associa ad ogni punto j del bacino
un’altezza di pioggia ottenuta come media pesata delle osservazioni registrate
in tutte le stazioni di misura disponibili. Il peso dell’informazione associato al pluviometro i per il punto j è direttamente proporzionale all’inverso
della distanza tra il pluviometro ed il punto. Pertanto, considerando tutti i
pluviometri, l’altezza di pioggia nel punto j, hj , è pari a:
Nplu
hj =
X
hi λi,j
(3.5)
i=1
dove
λi,j =
1/di,j
Nplu
X
1/di,j
i=1
è il peso dell’i-esimo pluviometro
di,j è la distanza tra l’i-esimo pluviometro de il punto j
Nplu è il numero dei pluviometri
(3.6)
26
Il modello AFFDEF
La pioggia media areale si ottiene come media pesata delle osservazioni registrate dai pluviometri; il peso di ciascuno di essi è dato dalla somma dei
contributi infinitesi λi , j di tutti i punti in cui viene discretizzato il bacino:
Nplu
pma =
X
hi λi
(3.7)
λi,j
(3.8)
i=1
dove
λi =
Ntot
X
j=1
è il peso della stazione i-esima
Ntot è il numero di punti in cui viene discretizzato il bacino
Nel modello AFFDEF è stato implementato il metodo dell’inversa distanza al
quadrato, che riprendo lo stesso schema di calcolo del metodo appena descritto,
ma che considera i pesi proporzionali all’inverso della distanza al quadrato.
L’espressione dell’altezza di pioggia è la stessa dell’equazione (3.4), ma il peso
dell’i-esimo pluviometro per il punto j è stimato con:
λi,j =
1/d2i,j
Nplu
X
(3.9)
1/d2i,j
i=1
Come per i poligoni di Thiessen, i pesi lambdai sono in funzione della sola
posizione geografica del pluviometro, non variano nel tempo e vengono determinati una sola volta. Applicando la (3.5) con i pesi calcolati secondo (3.6) o
(3.9) si determina la pioggia lorda Pl a scala locale, ad ogni passo di tempo.
3.1.2
Intercettazione
L’intercettazione è prodotta dalla copertura vegetale (arborea ed erbacea) che
trattiene la precipitazione prima che questa raggiunga il suolo. L’acqua intercettata può essere trattenuta definitivamente dal fogliame ed evaporare, o può
ricadere al suolo dalla foglia stessa o scorrere lungo i rami ed il tronco. La
riduzione della pioggia dovuta all’intercettazione della vegetazione è trascurabile nel caso di eventi brevi e molto intensi, ma diventa consistente nel lungo
periodo, quando si considerano eventi di durate maggiori e basse intensità.
La quantità di acqua intercettata dipende dal tipo e dalla densità della copertura vegetale. Generalmente l’effetto dell’intercettazione è maggiore nelle
3.1 Il modulo afflussi-deflussi
27
fasi iniziali della pioggia, quando il deposito d’acqua sul fogliame si sta ancora
costituendo sotto forma di goccioline e di pellicola liquida. In AFFDEF, la captazione dell’acqua meteorica da parte della copertura vegetale viene riprodotta
a mezzo di un serbatoio di prefissata capacità, diversa per ciascun elemento di
discretizzazione del bacino. L’acqua si accumula nel serbatoio innalzandone il
livello, fintanto che ne eguaglia la capacità; l’acqua che eccede tale capacità
fuoriesce dal serbatoio e cade sulla superficie del terreno. L’acqua accumulata
nel serbatoio, cioè intercettata dalla vegetazione, si disperde gradualmente in
atmosfera sotto forma di vapore per effetto dell’evapotraspirazione. La modellazione dei processi di intercettazione in AFFDEF è descritta nella paragrafo
3.1.4.
3.1.3
Evapotraspirazione
L’evaporazione consiste nella restituzione in atmosfera, sotto forma di vapore,
dell’acqua contenua nel terreno e presente sulla superficie della copertura vegetale, mentra la trasportazione riguarda l’estrazione dell’acqua dal terreno ad
opera delle radici delle piante e al successivo rilascio in atmosfera attraverso
le foglie. Generalmente ci si riferisce alla combinazione dei due processi, per
cui si parla di evapotraspirazione. Tale fenomeno, seppure trascurabile per
eventi brevi e di forte intensità, influenza significativamente il bilancio idrico
del bacino nei periodi di assenza di precipitazione, quando il suolo si svuota
dell’acqua contenuta ad un tasso determinato dall’entità dell’evapotraspirato.
L’evapotraspirazione effettiva (o reale) indica le perdite d’acqua effettivamente
riscontrate nel terreno in condizioni reali, dipendenti quindi dalle condizioni
atmosferiche (temperatura, radiazione solare, vento e pressione) e dalle caratterstiche della superficie evaporante (tipo di vegetazione, grado di copertura
della vegetazione, tipo di suolo, forma e dimensione delle superfici liquide,
ecc.).
L’evapotraspirazione potenziale è quella che si avrebbe da un terreno completamente ricoperto di vegetazione con approvvigionamento di acqua illimitato;
essa dipende da fattori climatici e solo limitatamente dal tipo di coltura. Di
conseguenza, ne risulta possibile l’interpretazione matematica, e molti sono
stati i metodi proposti in letteratura.
Una delle schematizzazioni più complete è fornita dall’equazione originale di
Penman-Monteith che consente di calcolare l’evapoazione (in mm/giorno) da
variabili meteorologiche e di resistenza correlate alle caratteristiche aerodinamiche e stomatali della copertura vegetale. L’applicazione di tale equazione
risulta molto complessa per la notevole quantità di parametri fisici richiesti,
28
Il modello AFFDEF
per questo generalmente se ne adottano delle forme semplificate tramite l’assegnazione ai termini di resistenza valori particolari per specifiche superfici di
riferimento.
L’algoritmo usato in AFFDEF è noto come metodo dell radiazione (Doorenbos and Pruitt, 1984), e consiste in una forma semplificata dell’equazione di
Penman-Monteith in cui sono trascurati i termini legati alla pressione di vapore ed alla velocità del vento che spesso sono dati mancanti. In Appendice è
presente una descrizione di questo modello e della sua taratura.
3.1.4
Infiltrazione
L’infiltrazione è il processo di trasferimento dell’acqua dalla superficie all’interno del suolo, dal quale dipende l’ammontare della pioggia netta che si rende
disponibile per il deflusso superficiale. La modellazione di questo processo
è una componente chiave di qualunque modello afflussi-deflussi perchè definisce la formazione dell’idrogramma alla chiusura di bacino. La velocità di
infiltrazione, ossia la velocità con cui l’acqua precipitata si infiltra nel suolo,
dipende da molteplici fattori: innanzitutto la tessitura e le caratterstiche litopedologiche del suolo, quindi l’umidità del suolo, l’intensità delle precipitazioni
e le colture presenti sulla superficie.
Il processo di infiltrazione si sviluppa solitamente con l’avanzamento del fronte
di bagnatura e il conseguente cambiamento del contenuto d’acqua nel suolo, in
modo spesso eterogeno lungo la profondità.Lo studio analitico più dettagliato
oggi disponibile è quello fatto da Richards (1931) che ha generalizzato la legge di Darcy. Quest’ultima, valida per il movimento di acqua in suolo saturo,
assume che la velocità di un fluido in un mezzo poroso saturo è direttamente proporzionale al gradiente idraulico totale Φ [L] secondo una coefficiente di
proporzionalità definito conduttività idraulica K [LT−1 ]. Richards, per studiare il moto del fluido in ambiente insaturo, ha definito la conduttività idraulica
come funzione del contenuto di umidità nel suolo ϑ, invece che considerarla
una costante caratteristica di una classe litologica, e vi ha associato un bilancio
di massa, ottenendo la seguente relazione:
∂K(ϑ)
∂ϑ
= ∇ [D(ϑ)∇ϑ] +
− ET (x, y, z, t)
(3.10)
∂t
∂z
ψ
dove D(ϑ) = K(ϑ)( ) è la diffusività, ET è il tasso di perdita per evapotraϑ
spirazione e ψ il potenziale di capillarità.
Per la sua complessa risoluzione, solitamente non viene introdotta nei modelli
afflussi-deflussi a scala di bacino, dove una soluzione cosı̀ dettagliata del fronte
di bagnatura non è necessaria o non è efficiente dal putno di vista computazionale. Si usano preferibilmente modelli di infiltrazione, che spesso sono
3.1 Il modulo afflussi-deflussi
29
riconducibili a due processi fondamentali di saturazione del suolo e quindi a
generazione del deflusso superficiale, che è la parte cruciale di un modello: il
modello hortoniano ed il modello dunniano. Il primo ipotizza che l’intensità
di precipitazione sia tale da non permettere l’infiltrazione di tutta la pioggia
caduta, cosı̀ che si forma una lama d’acqua sulla superficie del suolo, prima che
questo sia saturo lungo tutto la sua profondità. Questa ipotesi è valida su suoli
scarsamente permeabili o aree urbane ed è definito anche modello ad eccesso
di infiltrazione. Il modello dunniano invece ipotezza la formazione del deflusso
da saturazione completa della colonna di suolo, ipotesi valida in presenza di
suoli sabbiosi altamente drenanti; questo modello è anche definito ad eccesso
di saturazione.
La versione di AFFDEF utilizzata in questo studio utilizza una versione modificata del metodo del Curve-Number (SCS , 1972). Questo metodo rappresenta
un vero e proprio modello di infiltrazione, anche se di natura empirica, ottenuto dal monitoraggio di vari bacini sperimentali da parte del U.S. Dept of
Agriculture (USDA), utilizzato in vari modelli afflussi-deflussi (ad es. SWAT)
e che ha avuto una notevole diffusione grazie alla notevole quantità di dati per
la taratura forniti dal Soil Conservation Service (SCS).
In AFFDEF, per ciascuna cella di discretizzazione del bacino viene assegnato
un valore di CN sulla base delle tabelle fornite dal SCS. In queste tabelle, i valori dell’indice CN sono espressi in funzione di alcune proprietà del suolo (quali
natura ed uso, litologia e classe di permeabilità), e sulla base delle condizioni
di imbibimento del terreno atecedenti l’evento meteorico. CN è un numero adimensionale che indica il grado di permeabilità del terreno ed è compreso tra 0
(assolutamente permeabile) e 100 (assolutamente impermeabile o superficie liquida). Conoscendo il numero CN per ogni cella del bacino di coordinate (i, j),
si può determinare S, la massima capacità di ritenzione idrica convenzionale
del terreno, per mezzo della seguente espressione:
100
−1
(3.11)
S(i, j) = 254
CN (i, j)
dove S(i, j) è espresso in millimetri.
Il metodo CN viene usato in AFFDEF per fissare una scala relativa di valori
della massima capacità di ritenzione idrica del terreno nelle varie celle, consentendo di distinguere, nell’ambito del bacino di interesse, tra zone a minore e
maggiore potenziale di infiltrazione. Inoltre, data la dipendenza dalle proprietà
dei suoli, i valori di CN possono essere agevolmente modificati per rappresentare le modificazioni incorse nella destinazione d’uso del suolo. Esistono ampie
tabelle con valori di riferimento di CN per diversi usi del suolo e per diverse
condizioni di umidità del suolo antecedente la simulazione; in AFFDEF, una
30
Il modello AFFDEF
griglia con l’assegnazione del valore di CN per ogni cella è fornita in input
dall’utente.
L’approccio a scala di evento adottato nel metodo CN per la determinazione
della pioggia netta non ne consente tuttavia l’applicazione al caso di simulazione in continuo. Infatti la velocità di infiltrazione decresce mano a mano che
aumenta la quantità di acqua infiltrata, ma il metodo CN non considera l’incremento dell’infiltrazione potenziale che può derivare da periodi di intervallo
tra due eventi meteorici (periodi di interstorm). Per poter rappresentare la
ridistribuzione del contenuto di acqua nel terreno durante i periodi di assenza di precipitazione, in AFFDEF si è assunto che in corrispondenza di ogni
singola cella sia localizzato un serbatoio sotterraneo di tipo lineare (serbatoio
di infiltrazione), che si riempie per effetto dell’infiltrazione e si svuota tramite
uno scarico lineare di fondo, attraverso il quale l’acqua passa dallo strato di
terreno superficiale alla falda idrica. Per simulare quest’ultima, in mancanza
di informazioni, si ipotizza la presenza di una rete idrica sotterranea che ha la
stessa struttura della rete di superficie. La quota di altezza di pioggia che si
infiltra, e quindi si accumula nel serbatoio di infiltrazione, si calcola mediante
la relazione:
F [t, (i, j)]
Pn [t, (i, j)]
=
(3.12)
P [t, (i, j)]
HSi, j
dove
• Pn [t, (i, j)] è l’intensità di pioggia netta, ovvero la quota di P [t, (i, j)]
che contribuisce al deflusso superficiale
• P [t, (i, j)] è l’intensità di pioggia che raggiunge il terreno all’istante t
sulla cella di coordinate (i,j)
• F [t, (i, j)] è il contenuto idrico all’istante t del serbatoio di infiltrazione
localizzato in corrispondenza della cella (i,j)
• HSi, j è la massima capacità del serbatoio di infiltrazione, calcolata dal
prodotto di un parametro di taratura H, costante nel tempo e nello spazio, per la massima capacità di ritenzione idrica S(i, j) precedentemente
introdotta.
Dalla differenza
I [t, (i, j)] = P [t, (i, j)] − Pn [t, (i, j)]
(3.13)
si ottiene l’intensità di pioggia infiltrata. Il serbatoio di infiltrazione è assunto
come serbatoio lineare, con uno scarico di fondo regolato dal parametro Hs .
3.1 Il modulo afflussi-deflussi
31
Il valore di pioggia lorda P è calcolato dal valore Pl ottenuto dal ragguaglio
delle piogge puntuali misurate con i metodi esposti nella paragrafo 3.1.1, al
netto delle perdite per intercettazione. Infatti, nel modello, il fenomeno di
interecettazione è descritto tramite la presenza di un serbatoio a livello della
vegetazione di capacità Cint S(i, j) dove Cint è un parametro di taratura. Finchè il serbatoio non è pieno, la sollecitazione meteorica viene intercettata ed
al terreno si ha pioggia nulla (P =0).
I serbatoio di interecettazione sono soggetti a perdita per evapotraspirazione;
per stimarla si calcola Ep [t, (i, j)] per ogni singola cella, utilizzando i dati di
temperatura puntuali misurati riferiti alla cella (i,j): per la stima della temperatura locale, si determina prima la temperatura osservata in riferimento
alla quota media del bacino, considerando un gradiente termico costante nel
tempo, quindi si interpolano i dati con il metodo della distanza inversa su ogni
cella e poi si riferiscono alla quota di ogni singola cella utilizzando il medesimo
gradiente termico. Ep [t, (i, j)] viene sottratta al contenuto idrico del serbatoio
di intercettazione asumendo che, ogni volta che in questo sia presente acqua,
l’evapotraspirazione effettiva coincida con quella potenziale. Nel caso in cui
il serbatorio dintercettazione sia vuoto, o si svuoti sottraendo l’evapotraspirazione, la parte Ep [t, (i, j)] eccedente viene sottratta al contenuto idrico del
serbatoio di infiltrazione; in questo caso si ipotizza che l’evapotraspirazione
effettiva E [t, (i, j)] sia direttamente proporzionale al contenuto idrico del serbatoio di infiltrazione, assumendo valore nullo a serbatio vuoto e valore pari a
Ep [t, (i, j)] a serbatoio pieno.
L’equazione che governa il bilancio idrico nel serbatoio di infiltrazione si ricava
a partire dall’equazione di continuità, trascurando, in prima approssimazione,
la quantità d’acqua evapotraspirata dalla superficie del serbatoio sotterraneo
(Moretti and Montanari , 2007):
dF [t, (i, j)]
dF [t, (i, j)]
F [t, (i, j)]
=−
− E [t, (i, j)] + P [t, (i, j)] 1 −
(3.14)
dt
Hs
HS [t, (i, j)]
Questa equazione differenziale ordinaria è risolta con il metodo di Runge-Kutta
al 4◦ ordine. Per una discussione delle ipotesi assunte nel modulo afflussideflussi si veda Moretti and Montanari (2007).
3.1.5
Propagazione dei deflussi
In AFFDEF la propagazione dei deflussi è descritta tramite un modello idrologico, ossia concettualizzando il tronco fluviale come un invaso e risolvendo un
bilancio di massa al suo interno, ipotizzando un legame, creato empiricamente,
per legare il deflusso in ingresso a quello in uscita. Se quindi si schematizza
32
Il modello AFFDEF
Figura 3.3: Rappresentazione schematica dell’interazione suolo-vegetazioneatmosfera ipotizzata in AFFDEF (da Moretti and Montanari (2007))
un tronco fluviale secondo lo schema in figura 3.4, applicando l’equazione di
continuità tra le sezioni 1 e 2 si ottiene:
Q1 (t) − Q2 (t) =
dW
dt
(3.15)
dove Q1 (t) e Q2 (t) sono le portate rispettivamente in ingresso e in uscita dal
tronco fluviale e W (t) è il volume d’acqua invasato durante l’intervallo ∆t.
Risolvendo alle differenze finite l’equazione l’equazione 3.15 e ipotizzando l’e-
Figura 3.4: Rappresentazione schematica di un tronco fluviale
3.2 Il modulo di erosione
33
sistenza di un legame lineare tra il flusso in ingresso e quello in uscita si ottiene
il modello Muskingum. In questo modello idrologico, il legame lineare è calibrato sulle portate in ingresso e in uscita. Il modello utilizzato in AFFDEF è
il modello Muskingum-Cunge, in cui il legame lineare è parametrizzato sulla
base della geometria del tronco fluviale ed in cui i coefficienti variano durante
la propagazione del deflusso. In questo modo è stato dimostrato che il modello
Muskingum è equivalente ad un modello parabolico, senza tuttavia la necessità di risolvere un sistema di equazioni alle derivate parziali, ma una semplice
equazione differenziale ordinaria; inoltre la diffusività numerica è molto bassa e stimata attorno al 2% (Orlandini and Rosso, 1996). Le caratteristiche
geometriche delle sezioni sono specificate in input dall’utente del modello e
rappresentano il rapporto altezza-larghezza della sezione liquida e il coefficiente di scabrezza secondo Gaukler-Strickler. Questi valori sono solitamente
calibrati, sono assunti costanti nel tempo e diversi tra le celle di rete e le celle
di versante.
La stessa procedura di propagazione è usata per i deflussi sotterranei, tuttavia
i coefficienti geometrici sono calibrati a parte utilizzando la legge di Darcy
(calibrazione della conduttività idraulica) e il rapporto altezza-larghezza per il
deflusso sotterraneo. Una trattazione più ampia della propagazione dei deflussi
utilizzata in AFFDEF è presentata in appendice.
3.2
Il modulo di erosione
La scelta dei processi erosivi considerati nel codice di AFFDEF è stata dettata
dalle esigenze applicative e dalle caratteristiche del modello: - AFFDEF stima
l’infiltrazione attraverso il metodo CN, che è molto vicino ad un modello ad
eccesso di infiltrazione, quindi adatto a suoli poco permeabili - la disponibilità
di dati sperimentali sul trasporto solido era sull’Appennino bolognese, dove
aveva già garantito una buona capacità di simulazione, soprattutto in bacini
con suoli altamente argillosi. La concomitanza di questi due aspetti ha portato
allo studio dei fenomeni erosivi tipici dei bacini in cui si disponevano di dati
osservati, ossia erosione da deflusso superficiale ed erosione da pioggia. I processi erosivi sono considerati attivi solo sui versanti, dove è presente solamente
deflusso superficiale. Un’altra caratteristica del modello è quella di studiare
il trasporto di trasporto solido in sospensione, che rappresenta la principale
forma di trasporto fluviale e quella che ha più interessi applicativi per i suoi
effetti nefasti sugli invasi collinari di consorzi di bonifica, sui prelievi idrici e
sull’eutrofizzazione delle acque, in quanto i nutrienti creano legami molto saldi
soprattutto con le frazioni fini di sedimento.
34
Il modello AFFDEF
3.2.1
Impostazione concettuale dei fenomeni erosivi in
AFFDEF
Per poter rappresentare in maniera il più possibile fisicamente basata i processi
di erosione e deposizione di suolo sui versanti, in AFFDEF si è scelto di usare
un’impostazione concettuale simile a quella di Nord and Esteves (2005). I
fenomeni erosivi considerati all’interno del modello sono il distacco di suolo e
di materiale sciolto e localmente depositato ad opera delle precipitazioni e del
deflusso superficiale. La presenza di suolo e di suolo parzialmente coperto da
materiale depositato è ammessa all’interno della singola cella e concettualizzata
attraverso il parametro ε come frazione di area della cella coperta da materiale
sciolto
ld
(3.16)
ε=
D50
dove
• ld è l’altezza del materiale depositato localmente (m)
• D50 è il diametro mediano del sedimento (m)
In questo approccio si stima la frazione di cella coperta dal materiale sciolto
immaginando di ‘spalmare’ sulla superficie della cella il materiale ad uno strato
singolo di altezza D50 . ld è calcolato dal tasso di erosione netta totale Dnet (kg
m−2 s−1 ) alla fine di ogni passo temporale, e su questa altezza è aggiornato il
valore della frazione di cella coperta da materiale sciolto:
1
∂ld
= (Dnet )
∂t
ρs
(3.17)
dove ρs è la densità del sedimento (kg m−3 )
In un’ottica coerente a questo approccio, le precipitazioni e il deflusso superficiale eserciteranno il loro potere erosivo in maniera diversa a seconda del
materiale considerato, in quanto il materiale sciolto depositato sarà più facilmente mobilizzato rispetto al suolo.
Questo approccio, oltre ad aumentare la rappresentatività fisica del modello,
si presta alla simulazione di picchi in trasporto solido ad inizio evento o allo
studio dei fenomeni di isteresi nel trasporto solido.
3.2.2
Erosione da precipitazione
L’erosione per precipitazione si manifesta con l’impatto delle gocce al suolo, le
quali sono in grado di staccare suolo e spostarlo radialmente attorno al punto
di caduta. La descrizione del processo usata in AFFDEF si rifa allo studio
3.2 Il modulo di erosione
35
di Gabet and Dunne (2003), perchè si è ritenuto essere uno dei migliori per
l’impostazione teorica ed il supporto sperimentale che gli autori portano per
la calibrazione e validazione del loro modello.
Se si assume, con una piccola approsimazione, che l’energia cinetica delle singole gocce si trasferisca completamente sul suolo al momento dell’impatto, si
può calcolare l’energia cinetica esercitata dalle gocce di pioggia al suolo da F ,
il flusso di massa d’acqua, F = ρit cos θ, dove ρ è la densità dell’acqua, t è
la durata dell’evento e θ è la pendenza del versante. L’energia cinetica Ek (J
m−2 ) cosı̀ stimata assume la forma:
Ek =
ρw ir vr2 cosθt
2
(3.18)
in cui vr è la velocità media delle gocce al suolo [L T−1 ]. Assumendo un’efficace protezione della vegetazione superficiale dall’impatto dovuto alle gocce di
pioggia, si introduce il parametro Cv , che rappresenta la frazione di superficie
del suolo coperta da questa vegetazione, risultando in:
Ek0 =
ρw ir vr2 (1 − Cv )cosθt
2
(3.19)
La potenza della pioggia Rp (W m−2 ) risulta dalla derivata temporale dell’energia cinetica, assumendo l’espressione:
R=
ρw ir vr2 (1 − Cv )cosθ
dEk0
=
dt
2
(3.20)
Dai numerosi studi in letteratura è stato dimostrato come la presenza di uno
strato di acqua di altezza h sul suolo abbia un’effetto sul potere erosivo; per
questo si introduce la funzione A(h, d), che varia tra 0 e 1, cosı̀ che il tasso
di erosione per unità di superficie (g m−2 s−1 ) sia stimato con la seguente
relazione:
ψ = αRβ A(h, d)
(3.21)
dove α e β sono coefficienti di calibrazione, e d è il diametro medio delle gocce
d’acqua. La funzione A(h, d) è stata differentemente formulata in letteratura
a seconda delle prove sperimentali condotte, e risultata essere funzione, oltre
che di h e d anche della litologia del suolo e del regime di moto della lama
d’acqua. Usando la formulazione di Schultz et al. (1985) si è utilizzata una
funzione esponenziale, con il risultato di:
ψ = αRβ (e−1.8h/d )
(3.22)
Per calcolare il potere erosivo occorre stimare il diametro medio delle gocce di
pioggia e la velocità di impatto al suolo delle gocce.
36
Il modello AFFDEF
La distribuzione dei diamteri delle gocce di pioggia, come descritto nella paragrafo 1.2.1, è fortemente dipendente dalla latitudine e dalla tipologia del
fenomeno (convettivo, orografico, ciclonico, . . . ). L’unico studio sperimentale sulla dimensione delle gocce di pioggia in Italia, a conoscenza dell’autore,
è quello di Zanchi and Torri (1980), ed è stato quindi inserito nel presente
studio. Altre due particolarità di questo studio sono la formulazione, essendo
l’unico studio che presenta come variabile esplicativa oltre all’intensità di pioggia anche la temperatura, e la pubblicazione: il lavoro, nelle sue parti salienti,
presenta un errore di stampa di cui non è stata mai pubblicata alcuna errata
corrige, e la formulazione corretta per la stima del diametro mediano di pioggia
la si poteva ottenere solo dagli autori, che erano in realtà gli unici a conoscenza
di questo disguido. L’autore del presente studio ha avuto la fortuna di avere
il manoscritto corretto direttamente dal Dott. Torri, e solo di recente è stato
pubblicato un libro dove è presente finalmente la formulazione corretta (Torri
et al., 2006).
(3.23)
d = 0.499(i0.225 T 0.292 )
è quindi la stima del diametro mediano delle gocce di pioggia registrate da
Zanchi e Torri, dove i (mm h−1 )è l’intensità di precipitazione e T è la temperatura locale in ◦ C. La velocità delle gocce di pioggia al suolo è stata assunta
come velocità terminale e per stimarla si sono utilizzati i risultati dello studio
di Assouline et al. (1997). Nello studio di Assouline et al. (1997) si confrontano le distribuzioni del diametro delle gocce di pioggia e le stime della velocità
terminale delle gocce per le piogge naturali e le piogge simulate; questo è motivato dal fatto che spesso in prove sperimentali si utilizzano piogge generate
artificialmente tramite nebulizzatori, le quali hanno caratteristiche diverse dalle piogge naturali. Nella presente trattazione si è impiegata l’equazione per
la stima delle velocità terminali per le piogge naturali, in quanto lo studio di
Zanchi e Torri è basato proprio su tali piogge.
d 1.147
)
(3.24)
vr = 9.5 1 − exp(−
1.77
dove vr è appunto la velocità terminale delle gocce di pioggia.
Coerentemente all’approccio iniziale, l’erosione da precipitazione verrà quindi
stimata secondo le relazioni:
Drd = α [Ek (1 − Cv )]β (e1.8h/d )(1 − ε)
(3.25)
Drr = αr [Ek (1 − Cv )]β (e1.8h/d )ε
(3.26)
sul suolo
3.2 Il modulo di erosione
37
sul materiale depositato
I coefficienti α e αr sono ovviamente diversi in quanto il materiale depositato
sarà più facilmente distaccato dalle gocce di pioggia.
Per poter includere nel rainsplash le differenze litologiche e di uso del suolo
alcuni modelli usano calibrazioni ad hoc, possibili se si hanno dati sperimentali di erosione da precipitazione. Al momento, non essendo disponibili alcun
tipo di misure simili sui bacini per la prima applicazione di AFFDEF, si sono
utilizzati i dati di erodibilità da deflusso superficiali, che quindi vengono inclusi nei coefficienti moltiplicativi α, αr . Questa procedura è discutibile, perchè
cosı̀ le aree produttrici di sedimento saranno le medesime, ossia si trascura una
parte della variabilità spaziale naturale dei fenomeni erosivi; inoltre si commette un’approssimazione, utilizzando gli stessi parametri di erodibilità sia per il
deflusso superficiale che per le precipitazioni; infine c’è un rischio di sovraparametrizzazione del modello o di ridondanza di parametri. In alternativa, non
è altresı̀ corretto usare un tasso di rainsplash uniforme che non rispetti l’eterogeneità litologica e di uso del suolo. L’unica soluzione sarebbe disporre di
misure sperimentali di erosione da precipitazione, sebbene l’astratto principio
di sovrapposizione tra erosione da deflusso e da precipitazione, che permette
di considerarli distintamente in fase modellistica, è difficilmente riproducibile
in campo, durante un evento piovoso.
3.2.3
Erosione da deflusso superficiale
In modelli di erosione a scala di bacino, solitamente l’erosione per rill e l’erosione in interrill sono integrate a scala della cella del DEM disponibile per la
simulazione, e a questa scala i due fenomeni non sono più distinguibili trattandosi di processi sub-grid. Questo approccio è necessario per discretizzazione
in maglie già di 5m, dove i fenomeni rill-interrill già ampiamente convivono,
e che quindi non possono che essere integrati all’interno di un processo unico;
questa semplificazione è adottata quasi da tutti i modelli fisicamente basati
che operano su celle come SHESED o SHETRAN (Wicks and Bathurst, 1996;
Ewen et al., 2000). L’approccio di KINEROS o di WEPP o di altri prodotti
modellistici come TOPOG è indirizzato alla soluzione di questo problema, per
esempio discretizzando il bacino per unità idrologiche omogenee come utilizzano i primi 2. Modelli digitali del terreno con maglie di 5 metri sono già
quasi una rarità in ambito italiano, e sono spesso poco utilizzati per codici di
simulazione a scala di bacino per il dispendio di risorse computazionali in simulazione e soprattutto in stima dell’incertezza ed autocalibrazione. Ad oggi,
modelli digitali migliori, con maglie di 1-2 metri, si ottengono solo con tecniche
LIDAR, che sono tuttavia molto onerose dal punto di vista economico.
38
Il modello AFFDEF
In AFFDEF è stato introdotto un modulo di erosione superficiale basato sulla
teoria della capacità di trasporto (vedi sottosez. 1.2.2): questa teoria fino ad
oggi è stata la più redditizia in ambito modellistico, sebbene le sue limitazioni
sono note e documentate in letteratura (lo studio più recente al riguardo è di
Sander et al., 2007). Poche teorie alternative valide sono state presentate, e
probabilmente la più convincente è quella nata dallo studio di Hairsine and
Rose (1992a) che ha permesso lo sviluppo di numerosi descrizioni matematiche
di processi di erosione/deposizione simultanei per diverse classi granulometriche. Le conseguenze applicative di questi studi sono ancora limitate a modelli
di piccola scala, ma sembrano tracciare una nuova strada verso descrizioni dei
fenomeni erosivi più fedeli alle osservazioni sperimentali.
Assumendo una capacità di trasporto basata sul confronto tra le tensioni
tangenziali critiche (Foster , 1982), si ottiene:
Tc = η(τ − τc )k
(3.27)
dove
• η è un coefficiente di efficienza nel trasporto del materiale solido (kg1−k
mk−1 s2k−1 )
• τ è la tensione tangenziale del deflusso (Pa)
• τc è la tensione tangenziale critica del sedimento, ossia la tensione tangenziale necessaria per mobilizzarlo (Pa)
• k è un parametro esponenziale (-)
In AFFDEF il parametro k è stato considerato uguale a 1.5, come suggerito
da Foster (1982). Le tensioni tangenziali critiche e le tensioni tangenziali
sono calcolate tramite le relazioni proposte da Yang (1996) e Foster (1982)
rispettivamente:
τc = δs g(ρs − ρw )D50
(3.28)
τ = ρw ghi
in cui:
• D50 il diametro mediano del sedimento [L]
• g è l’accelerazione di gravità [L T−2 ]
• h è l’altezza della lama d’acqua [L]
(3.29)
3.2 Il modulo di erosione
39
• i è la pendenza del carico totale, assunto uguale alla pendenza del versante
• δs è la tensione tangenziale critica adimensionale (calibrazione)
• ρw è la densità dell’acqua [M L−3 ]
• ρs è la densità del sedimento [M L−3 ]
La capacità di trasporto è calcolata ad ogni passo temporale e per ogni cella
di discretizzazione del bacino che è assunta come cella di versante (vedi sezione 3.3); questa grandezza è confrontata localmente con il deflusso torbido
specifico qs (kg m−1 s−1 ), ossia il deflusso solido per la larghezza della sezione liquida nella direzione del moto in quella cella. Si ha distacco del suolo
superficiale nella singola cella di versante, quando il deflusso torbido specifico
è minore della capacità di trasporto, ossia, il deflusso superficiale è in grado
di trasportare ulteriore materiale rispetto a quello che localmente trasporta,
e questa sua potenzialità si traduce in un distacco di materiale. A differenza
dell’erosione da precipitazione, che è considerata sempre attiva, l’erosione da
deflusso superficiale, secondo la teoria della capacità di trasporto, si considera
attiva solo quando la tensione tangenziale del deflusso è maggiore della tensione tangenziale critica del materiale; in caso contrario, nessun materiale è
distaccato, depositato e nemmeno trasportato.
Assumendo quindi che τ > τc l’erosione da deflusso superficiale Df (kg m−2
s−1 ) è stimata tramite:
qs
(1 − ε)
(3.30)
Dfd = Kf (τ − τs ) 1 −
Tc
per il suolo
qs
Dfe = Kf (τ − τc ) 1 −
Tc
ε
(3.31)
per il materiale sciolto.
Le tensioni tangenziali critiche per il suolo τs e per il materiale sciolto τc sono
differenti, coerentemente con l’approccio utilizzato. Kf (m s−1 ) è un parametro
di erodibilità del suolo, ed è funzione della classe litologica.
Sempre nel caso in cui le tensioni tangenziali critiche siano minori delle tensioni
tangenziali del deflusso, si può verificare che la portata solida sia maggiore della
capacità di trasporto; in questo caso si verifica la deposizione della parte del
materiale trasportato in eccesso, stimata attraverso la relazione di Foster et al.
(1995):
ϕVf
(Tc − qs )
(3.32)
Dfs =
q
40
Il modello AFFDEF
dove
• q è la portata specifica (m3 s−1 m−1 )
• Vf è la velocità di deposizione delle particelle (m s−1 )
• ϕ è un coefficiente di turbolenza indotto dalle gocce di pioggia (-)
La velocità di deposizione è stimata secondo lo studio di Wu and Wang (2006),
in cui si è derivata una formula generale per la velocità di deposizione di
particelle non sferiche da una sintesi delle formule presenti in letteratura e
nuove prove sperimentali per le particelle fini per cui la legge di Stokes è
difficilmente applicabile.
s
n
1/n
4N 3
Mν  1
1
+
D∗
(3.33)
Vf =
− 
2
Nd
4
3M
2
in cui:
• D∗3 = d [(ρs /ρ − 1)g/ν 2 ]
[L2 T]
1/3
, dove ν è la viscosità cinematica dell’acqua
• d è il diametro nominale delle particelle [L]
• M , N e n sono coefficienti√che dipendono dal fattore di forma di Corey
Sf , definito come Sf = c/ ab.
In AFFDEF si è posto Sf = 0.7, come suggerito in Cheng (1997).
Alla fine di ogni passo temporale di simulazione l’altezza di materiale depositato su ogni singola cella di versante viene quindi calcolato secondo due formulazioni diverse a seconda che la tensione tangenziale del deflusso sia maggiore
o minore della tensione tangenziale critica. Nel primo caso, si ha distacco
di materiale per erosione da precipitazione e, per deflusso superficiale, si può
avere erosione di materiale sciolto o deposizione di materiale trasportato:
1
∂ld
= − (Drr + Dfd + Dfs )
∂t
ρs
(3.34)
dove,
• Drr è il tasso di erosione da precipitazione sul materiale depositato (kg
m−2 s−1 )
3.2 Il modulo di erosione
41
• Dfd è il tasso di erosione da deflusso sul materiale depositato (kg m−2
s−1 )
• Dfs è il tasso di deposizione del materiale trasportato (kg m−2 s−1 )
Nel secondo caso, si ha distacco di materiale ad opera delle precipitazione,
tuttavia questo materiale non è trasportato e si rideposita localmente; in queste
condizioni la variazione di altezza di materiale sciolto è calcolata tramite:
1
∂ld
= (Dr )
(3.35)
∂t
ρs
in cui Dr è il tasso totale di erosione da rainsplash (kg m−2 s−1 ).
La stima del materiale mobilizzato secondo questi approcci matematici viene
inserita in un equazione di bilancio di massa e viene risolta lungo i versanti e
la rete idrografica utilizzando le stesse geometrie del modulo afflussi-deflussi
per mantenere congruenza tra la propagazione del flusso idrico e quello di trasporto.
L’equazione di bilancio di massa implementata per la propagazione di sedimento lungo i versanti è nella sua forma classica, proposta da Bennet (1974),
e ancor prima, in forma generale, da Exner nel 1920 e nel 1925 (per riferimenti
si veda Paola and Voller , 2005):
(Dr + Df )
∂(hc) ∂(uhc)
+
=
∂t
∂x
ρs
(3.36)
in cui
• c è la concentrazione del sedimento in sospensione (m3 m−/3 )
• Dr è il tasso di erosione netta da rainsplash (kg m−2 s−1 )
• Df è il tasso di erosione netta da deflusso superficiale (kg m−2 s−1 )
• h è l’altezza media del deflusso superficiale (m)
• ld è altezza media del materiale localmente depositato (m)
• u è la velocità media del deflusso superficiale (m s−1 )
• ρs è la densità del sedimento (kg m−3 )
L’equazione di bilancio di massa per il materiale trasportato nella rete assume
una forma leggermente diversa:
∂(Ac) ∂(vAc)
+
= gs
∂t
∂x
con
(3.37)
42
Il modello AFFDEF
• A, area media della sezione liquida (m2 )
• gs , contributo di trasporto solido da deflusso superficiale (m3 s−1 m−2 )
• v, velocità media del deflusso (m s−1 )
A differenza dei versanti, la rete idrografica è considerata avere una capacità di
trasporto non limitata, trattandosi di materiale fini di natura argillo-siltosa in
sospensione. Questa ipotesi è comune in ambito modellistico e assunta anche
in altri modelli (Wicks and Bathurst, 1996). Le velocità u e v sono calcolate
sulla propagazione del deflusso liquido ed assunte come buone approssimazioni
della velocità del sedimento.
3.2.4
Schemi di risoluzione numerica
A differenza del modulo afflussi-deflussi, dove è stata applicata un’equazione
di propagazione del deflusso alle derivate ordinarie (ODE) grazie alle ottime
proprietà di quel modello, come già descritto nel paragrafo 3.1.5, le equazione
di propagazione del trasporto in sospensione sono equazioni di advezione lineari alle derivate parziali. Dal punto di vista matematico si tratta di equazioni
alle derivate parziali (PDE) iperboliche: la caratteristica di queste equazioni
è quella di possedere velocità di propagazione finita (in questo caso u o v), a
differenza di PDE paraboliche come l’equazione della diffusione; questa caratteristica, assieme allo svariato numero di fenomeni fisici descrivibile con PDE
iperboliche è di grande interesse in campo numerico e modellistico, perchè permette di simulare fenomeni di discontinuità come l’avanzamento del fronte di
bagnatura nell’equazione di Richards tra due mezzi porosi con proprietà diverse, o come la confluenza di due diversi fiumi con ciascuno una sua portata
solida.
Nel caso di AFFDEF, dove le discontinuità non necessitano di essere trattare numericamente per la semplicità delle equazioni, le PDE sono state risolte
con il miglior metodo possibile per il problema in oggetto, ossia uno schema
esplicito alle differenze finite di tipo Lax-Wendroff. Per schemi alle differenze
finite esplciti si intendono schemi che risolvono la PDE per il t + 1 soltanto con
dati riferiti a tempi precedenti; schemi di questo tipo utilizzano poche risorse
computazionali per singolo passo temporale, tuttavia si deve integrare lungo
tutto il dominio temporale. In alternativa, esistono schemi alle differenze finite
impliciti, che invece risolvono l’equazione al tempo t + 1 utilizzando valori al
tempo t + 1 in altri punti del dominio fisico; la risoluzione di questi schemi
avviene tramite lo svolgimento di una matrice tridiagonale tramite un algoritmo numerico (solitamente il metodo di Thomas) che è più impegnativo dal
3.2 Il modulo di erosione
43
punto di vista computazionale, ma che svincola dal porre condizioni sul passo
temporale di integrazione e che permette di risolvere tutto il dominio in unico
passo. Solitamente, uno schema implcito è conveniente dal punto di vista di
efficienza computazionale rispetto a schemi espliciti, se questi hanno un passo
temporale di 103 inferiori al primo.
Lo schema Lax-Wendroff garantisce una accuratezza del second’ordine sia nel
tempo che nello spazio (Thomas, 1995) e schematicamente si presenta come:
un+1
= uni −
i
v∆t n
v 2 ∆t2 n
(ui+1 −uni−1 )+
(u −2uni +uni−1 )+O(∆t2 , ∆x2 ) (3.38)
2∆x
2∆x2 i+1
Come presentato in figura 3.2, lo schema Lax-Wendroff si può intendere come
una combinazione dello schema Lax-Friederichs e dello schema Leapfrog. Lo
Figura 3.5: Stencil dello schema Lax-Wendroff
schema Lax-Friederichs usando mezzo passo temporale risulta in:
1
v∆t n
n+1/2
ui+1/2 = (uni+1 + uni ) −
(ui+1 − uni ) + O(∆t3 , ∆x2 )
2
2∆x
(3.39)
v∆t n
1
n+1/2
(3.40)
ui−1/2 = (uni + uni−1 ) −
(u − uni−1 ) + O(∆t3 , ∆x2 )
2
2∆x i
che è rappresentato in figura dai diagrammi in basso, mentre lo schema Leapfrog è calcolato con lo stencil
n
un+1
i+1 = ui −
v∆t n+1/2
n+1/2
(u
− ui−1/2 ) + O(∆t3 , ∆x2 )
∆x i+1/2
(3.41)
44
Il modello AFFDEF
che è rappresentato in figura dal rombo centrale.
Lo schema Lax-Wendroff non è incodizionatamente stabile, ma per assicurare
che la soluzione non diverga è necessario che sia osservata la condizione di
Courant-Friederichs-Löwy (CFL) ossia che
|v|∆t
≤1
∆x
(3.42)
affinchè l’integrazione dello schema numerico, con una sua velocità ∆t/∆x,
non avvenga più lentamente della velocità di propagazione fisica del fenomeno
descritto. Questa condizione ovviamente pone una limitazione al passo di
integrazione temporale delle PDE, ma si ritiene più aderente al fenomeno fisico
rispetto alla soluzione di uno schema implicito.
Figura 3.6: Condizione CFL per lo schema leapfrog: sull’asse delle ascisse vi è
indicato il dominio spaziale con indici i, sull’asse delle ordinate vi è indicizzato
con n il passo temporale. L’area del dominio fisico è segnata in grigio scuro, ed è
contenuta dall’area del dominio numerico, colorata in grigio chiaro: in questo caso
la condizione CFL è soddisfatta.
Lo schema di risoluzione Lax-Wendroff è centrato nello spazio, ossia stima il
valore nella cella in posizione i utilizzando i valori delle celle i + 1 e i − 1; per
questo motivo e per la natura stessa delle PDE iperboliche, pone un problema
di condizioni al contorno (in letteratura si parla di Boundary Value Problems,
BVP). Per risolvere l’equazione sull’ultima cella del dominio, dove non sarebbe
possibile applicare tal quale lo schema Lax-Wendroff, si possono utilizzare
3.2 Il modulo di erosione
45
due metodi, che danno risultati equivalenti: aggiungere una ‘ghost cell’ oltre
il dominio fisico del problema, ossia immaginare l’esistenza di una cella in
posizione n+1 con un dominio reale di n celle, ed assumere che questa cella sia
identica alla cella n. In questo modo si può applicare uno schema Lax-Wendroff
centrato sulla cella n. Un’altra soluzione, equivalente alla precedente, consiste
nell’uso di uno schema asimettrico del tipo upwind del prim’ordine: questo
schema non è altro che una differenza finita al prim’ordine in avanti nel tempo
e nello spazio.
un+1
= uni −
i
v∆t n
(ui − uni−1 ) + O(∆t, ∆x)
∆x
(3.43)
Il risultato che si ottiene è il medesimo, e in AFFDEF al momento è implementato lo schema Upwind per l’ultima cella di ciascun ramo della rete.
3.2.5
Ipotesi nella descrizione dei processi
Con il termine modello si indica la descrizione sintetica di un fenomeno naturale; la necessità di costruire modelli nasce innanzitutto dal fatto che la natura
fenomenica è troppo complessa per essere spiegata nel suo manifestarsi: la
volontà di capire un fenomeno si scontrava con la sua estrema variabilità fenomenica e la complessa interazione con altri processi più o meno noti. Inoltre, il
successo nello svincolarsi dalla variabilità ‘locale’ del fenomeno e nel cogliere la
sua essenza e la sua natura profonda, permette di poter generalizzare i risultati
a scala più ampia. La formulazione e la discussione di ipotesi è quindi parte
di una corretta analisi modellistica.
Nel presento studio i fenomeni erosivi considerati sono solamente quelli dovuti
al rainsplash ed al deflusso superficiale; altri fenomeni erosivi non sono stati
presi in considerazione perchè l’applicazione di questo modulo è in origine principalmente indirizzata al basso Appennino emiliano-romagnolo, caratterizzato
da basse pendenze e spesso ampie percentuali di suolo coltivate. Il modello
è interessato allo modellazione del trasporto solido in sospensione, ossia alla
sua formazione su versante ed al suo trasporto a chiusura di bacino. In questo
contesto, la capacità di trasporto della rete idrografica è assunta non limitata,
in quanto i materiali di interesse hanno una granulometria minore di 6µm, le
cui concentrazione sono talmente basse da rendere difficile la modellazione di
fenomeni minimi di sedimentazione in alveo. La concentrazione di sedimento
sospeso aumenta soprattutto durante eventi di piena, in cui tuttavia aumenta
notevolmente anche la portata fluviale e quindi la capacità di trasporto. Questa ipotesi è presente in numerosi modelli di erosione (Wicks and Bathurst,
1996; Wollhiser et al., 1990).
46
Il modello AFFDEF
Il modello considera una singola classe granulometrica di diametro mediano
D50 nello studio dei fenomeni erosivi; questa ipotesi è necessari per poter impiegare il modello in maniera efficiente a scala di bacino, in cui una distinzione
tra frazione argillosa e frazione siltosa risulta di minor interesse rispetto al
fenomeno nel suo complesso, e sicuramente in una fase di primo sviluppo del
modello come questa. L’utilizzo di un’unica classe granulometrica mediana ha
anche una sua palusibilità fisica in fase di distacco, in quanto per erodere la
superficie è necessario superare le forze coesive della matrice suolo, che non
sono da considerarsi come funzione della granulometria, ma del suolo nel suo
complesso: per questo motivo il distacco di suolo è considerato non dipendente
dalla granulometria (Hairsine and Rose, 1992a). L’importanza nel considerare
diverse classi granulometriche è fondamentale quando importanti processi di
deposizione sono in atto, ossia in presenza di conoidi alluvionali, delta fluviali,
meandri, etc. che esulano dal range applicativo di AFFDEF.
Un’altra ipotesi assunta in questo studio è la buona approssimazione della velocità del sedimento trasportato con la velocità del deflusso; questa ipotesi è
plausibile in quanto il sedimento oggetto di modellazione è di granulometria
estremamemte fine. Coerentemente con questa ipotesi, si assume che la dinamica del fluido e la dinamica del materiale trasportato non interferiscano;
questa ipotesi è altrettanto comune in modelli di trasporto, ed estremamente
plausibile alle concentrazioni di sedimento osservate in questi processi. Si è
anche ipotizzato che l’asportazione di terreno non modifichi la struttura della
rete drenante, ossia il DEM è preprocessato solo ad inizio simulazione e la morfologia della rete drenante è costante durante tutto il corso della simulazione.
Riguardo ai processi erosivi, si è scelto di utilizzare una discretizzazione del
bacino in celle, seguendo il modello digitale del terreno; per questo i processi
sub-grid non sono stati considerati e ci si è indirizzati ad una modellazione
dell’erosione da overland flow su versante integrando a scala di cella i due processi rill-interrill. Per avere una trattazione specifica di questi due fenomeni,
come spiegato al paragrafo 3.2.3, sarebbe necessario utilizzare una differente
discretizzazione del bacino, che sia in maglie più piccole o per elementi; per
approcci alternativi a quello utilizzato si può vedere Wollhiser et al. (1990);
Nearing et al. (1989); Morgan et al. (1998). Un’ultima ipotesi di importanza
critica nella descrizione dei processi erosivi, è l’accettazione della teoria della
capacità di trasporto. Questa impostazione distingue tra fase erosiva e fase
di deposizione, quando in natura sono due processi concorrenti e contemporanei. Come si è detto all’inizio del paragrafo 3.2.3 vi sono vari studi che
hanno mostrato i limiti di questa teoria, tuttavia è ancora utilizzata in ambito
sperimentale con buoni risultati (ad es. Connolly and Silburn, 1995).
3.3 La struttura del codice sorgente
3.3
47
La struttura del codice sorgente
AFFDEF è scritto in Fortran77 e compilato sia su macchine UNIX-like (GNULinux Debian3.1-4.0) che su Windows (WindowsXP SP2) utilizzando rispettivamente un compilatore G77 3.4 e un Lahey-Fujitsu 5.6. Il codice inizialmente
riceve in input una matrice ASCII che descrive il modello digitale delle quote del terreno, provvede a depittarlo, ossia rimuove le eventuali celle che non
riescono a scolare nelle celle vicine ed in cui si accumulerebbe deflusso, e a
generare una matrice di puntatori, ossia ad assegnare per ogni cella la cella attigua in cui scolare. I puntatori sono assegnati attraverso il metodo D8 (Band ,
1986; Tarboton, 1997), secondo cui ogni cella può scolare in una sola delle 8
celle attigue (quelle con cui hanno in comune un lato od un solo spigolo). Dalla matrice dei puntatori si estrae la matrice delle aree scolanti, assegnando ad
ogni cella il numero di celle a monte che scola nella cella in oggetto. In seguito
si individuano gli ordini hortoniani, ossia si estrae la ramificazione della rete di
drenaggio superficiale ed incanalata secondo un ordine gerarchico in base alla
vicinanza alla ‘sorgente’. La distinzione tra area di versante ed area di rete
è fatta utilizzando il principio della minima area contribuente (Montgomery,
1994), secondo cui si sceglie una superficie di area contribuente critica al di sotto della quale il deflusso rimane non incanalato. Terminata questa prima fase
di preprocessing del modello digitale del terreno, AFFDEF è pronto a ricevere
in input i dati relativi alle precipitazioni, alle temperature, alle caratteristiche di uso del suolo e di litologia per ogni cella (sintetizzate con il parametro
CN); assieme a questi devono essere inseriti i dati di calibrazione/taratura del
modello e la scelta del metodo di ragguaglio delle misure pluviometriche. Uno
schema di flusso sintetico del modello fino a questo punto è presentato in figura
3.7.
Una volta calibrato il modulo afflussi-deflussi il codice ha la possibilità di
creare un file di output necessario per il modulo di erosione: per ogni timestep di simulazione viene generato un file di testo con la matrice delle portate e
delle velocità per ogni cella, oltre ai valori di altezza idrometrica per le celle di
versante e di area della sezione liquida per le celle di rete. Questi valori idraulici sono necessari per la risoluzione delle equazione di advezione del sedimento.
Questo procedimento è ammissibile e coerente con le ipotesi di non-interazione
tra il moto del sedimento ed il moto del fluido. Il codice può inoltre calcolare
l’effetto di erosività delle prepicipitazioni dovuto alla sola intensità delle piogge
e anche in questo caso creare in output un file di testo per ogni passo temporale
con la matrice dei valori di questa funzione per ogni cella di versante. Eseguite
queste fasi preliminari AFFDEF ha disposizione i dati per simulare, in tempi
computazionali ragionevoli, il trasporto di sedimento. Ad ogni time-step il
48
Il modello AFFDEF
DEM
Preprocessing
Dati di
pioggia
Ragguaglio
della pioggia
Intercettazione
Dati di
CN
Evapotraspirazione
Infiltrazione
Alimentazione
serbatoio sotterraneo
Intensità di pioggia netta
Propagazione
Deflusso superficiale
Deflusso sotterraneo
Figura 3.7: Schema di flusso per il preprocessing e la componente afflussi-deflussi
3.3 La struttura del codice sorgente
49
modulo legge i dati di deflusso, velocità e geometria della sezione liquida per
il tempo t ed il tempo t + 1. Questa scelta è motivata dallo schema di risoluzione dell’equazione di advezione del sedimento: il modulo afflussi-deflussi
non ha limitazioni sul passo temporale da usare per la soluzione del modello
di Muskingum-Cunge, essendo questo risolto con delle ODE tramite il metodo
di Runge-Kutta, quindi la portata simulata a chiusura di bacino è solitamente
alla stessa scala temporale di cui si dispongono i dati di portata sperimentali
(di norma 30 o 60 minuti). Siccome la propagazione del sedimento è descritta
da equazioni alle derivate parziali risolte con metodi espliciti, è necessario, all’inizio di ogni time step ‘generale’, calcolare il massimo time step ‘locale’ su
cui risolvere l’equazioni di advezione. Per fare questo rispettando la condizione
di Courant-Friederichs-Löwy occorre che l’equazione 3.42 sia vera per tutta la
lunghezza del rame fluviale in oggetto; questo equivale ad imporre che
max(vj )
∆t∗
≤1
∆x
(3.44)
dove j è il ramo in questione e ∆t∗ è il time step incognito. Per ottenere uno
step dalla massima durata possibile, e quindi il minor numero di iterazioni,
bisogna imporre il primo ramo dell’equazione uguale ad uno; spesso, per sicurezza si pone uguale a 0.95 o 0.99 (in AFFDEF attualmente il cosiddetto
coefficiente di CFL è posto uguale a 0.99), perchè se si verifica che questo
coefficienti superi 1 la soluzione diventerebbe instabile. Durante la lettura e
l’organizzazione dei dati idraulici, il codice calcola la velocità massima per ogni
rivo tra le velocità al tempo t e quelle al tempo seguente; da questa velocità
massima si stima il passo temporale ∆t∗ per ogni rivo, in modo tale da avere
un CFL il più possibile vicino a 1 e un time step locale che sia un sottomultiplo del time step generale (cosı̀ da dover reiterare l’equazione di advezione
un numero intero di volte per ogni rivo). Ottenuto il numero di steps locali,
per ottenere i valori idraulici ad ognuno di questi sotto-steps, si ipotizza una
variazione lineare tra i valori idraulici riferiti al tempo t ed al tempo t + 1, ottenuti dalla simulazione afflussi-deflussi; quest’operazione è fatta per ogni cella
di ogni rivo. L’obiettivo di questa approssimazione ha la scopo di utilizzare
valori idraulici più plausibili per i sotto-steps durante la risoluzione dell’equazione di advezione del sedimento ed evita discontinuità nelle funzioni di flusso
tra lo step t ed il seguente, che poco si addicono alla risoluzione delle PDE.
Con i valori idraulici ed il coefficienti CFL cosı̀ calcolato, l’equazione di advezione del sedimento è risolta lungo la rete drenante secondo l’ordine dei rivi
stabilito nel preprocessing del DEM e molto simile a quello utilizzato dalla
componente afflussi-deflussi, tuttavia con una importante variante: nel modulo afflussi-deflussi, i rivi vengono estratti dal file dei puntatori secondo ordini
50
Il modello AFFDEF
hortoniani, e quindi può accadere che un unico rivo contenga sia celle di versante che celle di rete scolante, soprattutto se si tratta di un rivo particolarmente
lungo. Per la risoluzione delle PDE questo sarebbe un’immensa sciagura, perchè il trasporto nella rete e nel versante sono calcolati in maniera differente, e
inoltre vi sarebbe una forte discontinuità nel flusso (in particolare dovuta alle
velocità) che dovrebbe essere trattata numericamente. In sintesi, la sciagura
non starebbe nel trattamento delle discontinuità, che è di prassi nell’analisi numerica, ma per il fatto che dopo si avrebbe la propagazione secondo un flusso
che non è fisicamente realistico, in quanto è improbabile che nello stesso rivolo
vi sia una discontinuità improvvisa di flusso (di almeno 1 ordine di grandezza)
per il passaggio improvviso da deflusso superficiale a rete drenante.
Prima di risolvere le equazioni di advezione, la routine controlla se è in elaborazione una cella di versante; in caso negativo il materiale è tutto trasportato,
in quanto si considera una capacità di trasporto non limitata. In caso invece si tratti di una cella di versante, sono calcolati la tensione tangenziale del
deflusso, la tensione tangenziale critica, la capacità di trasporto, il trasporto
solido specifico e la percentuale di cella coperta da sedimento depositato. Prima si confrontano le tensioni tangenziali: se non si è in condizione di trasporto
(τ < τc ) si calcola l’erosione da rainsplash, viene aggiornato l’altezza dello
strato di materiale sciolto tramite l’equazione 3.35, non si procede con il trasporto di sedimento, viene calcolata l’erosione netta stimata come variazione
di quota della cella e si passa all’analisi della cella successiva. Nel caso in cui
τ > τc innanzitutto si confronta la capacità di trasporto con il trasporto solido
specifico: se la capacità di trasporto è minore del trasporto solido specifico si
stima la quantità di materiale attualmente nella corrente che viene depositato
(equazione 3.33), si calcola l’effetto erosivo da rainsplash e si aggiorna l’altezza
dello strato di materiale depositato sulla cella. In caso la capacità di trasporto sia maggiore del trasporto solido specifico, si stimano gli effetti erosivi da
deflusso superficiale e da precipitazione (equazioni 3.26, 3.27, 3.31, 3.32) e si
aggiorna l’altezza dello strato di materiale sciolto (eq. 3.34). In entrambe le
possibilità, dopo si calcola la variazione di quota della cella.
Il modulo di erosione restituisce in output:
• un modello digitale del terreno con la variazione di quota netta per ogni
cella
• la portata di deflusso solido in sospensione alla chiusura di bacino
• il listato del numero di iterazioni condotte per ogni ramo assieme al valore
di CFL finale e del passo temporale utilizzato nella risoluzione delle PDE
3.3 La struttura del codice sorgente
51
Per poter eseguire la simulazione del distacco e trasporto del sedimento è
necessario inserire dei parametri di input per la calibrazione del modello, e
questo contiene:
• Cv il valore percentuale di cella coperta da vegetazione superficiale
• α e β per la calibrazione della potenza erosiva da rainsplash
• ρs la densità del sedimento
• δs la tensione tangenziale critica adimensionale
• τs la tensione tangenziale critica del suolo
• ϕ turbolenza sul deflusso indotta dall’impatto delle gocce di pioggia
• Kf erodibilità del suolo al deflusso superficiale
• η coefficiente di efficienza nel trasporto dei solidi
• D50 dimensione mediana delle particelle di sedimento
• ld0 altezza iniziale dello strato di materiale depositato
Alcuni di questi parametri sono soggetti a calibrazione pura, altri invece vengono tarati sulle osservazioni, alcuni non possono che rifarsi a valori riportati
in letteratura. Il coefficienti riferiti al distacco di sedimento da parte del rainsplash (Cv ,α e β) non possono che essere calibrati sulle osservazioni, e questa
è un prassi comune in ambito modellistico. Non disponendo di misure dirette
sui campioni di trasporto raccolti (si veda capitolo successivo), la densità del
sedimento è stata basata sull’applicazione del modello di Nord and Esteves
(2005) su prove di erosività condotte da Kilinc and Richardson (1973) e Singer and Walker (1983) e posto ρs = 2600 [kg m−3 ]. Il coefficiente δs in Tayfur
(2002) è consigliato a 0.047, tuttavia lo stesso indica che per erosione non da
deflusso superficiale esistono studi che indicano valori minori Li (1979), come
riscontrato anche in AFFDEF. Il coefficiente τs è stato ottenuto dal database
dei suoli presente in WEPP (Foster et al., 1995) e posto a leggera calibrazione
all’interno un range di valori realistici. ϕ è posto unguale a 0.5 come indicato da Foster (1982). I valori di Kf di erodibilità del suolo sono solitamente
misurati sperimentalmente su prove di erosività condotte in laboratorio o in
campo; per la calibrazione di AFFDEF non sono state eseguite e si sono utilizzati valori di letteratura riferiti in Wicks and Bathurst (1996), sulla base
della litologia dei versanti. Il coefficiente di efficienza di trasporto η è stato di
fatto calibrato, tenendo come valori di riferimento i dati in Nord and Esteves
52
Il modello AFFDEF
(2005), cosı̀ come il valore di altezza iniziale ld0 . Il parametro D50 è definito
sulla base di campionamento, e comunque per granulometrie fini quali limi ed
argille. Infine, l’altezza ld0 è calibrata sulle osservazioni.
Dati idraulici
lettura dati
lettura
condizioni inziali
calcolo velocità max
per ogni rivo
Imposizione della condizione
CFL per ogni rivo
file di controllo condizione
CFL per ogni rivo
Calcolo delle variabili idrauliche
locali per ogni sotto-step
File dei rivi
Risoluzione delle
equazioni di advezione
Prima stima del
rainsplash
trasporto solido
a chiusura di bacino
Figura 3.8: Diagramma di flusso sintetico del trasporto di sedimento
3.3 La struttura del codice sorgente
53
Risoluzione delle
equazioni di advezione
NO
SI
versante
Calcolo della
capacità di trasporto (Tc)
Calcolo dell'altezza
del materiale depositato
Calcolo delle
tensioni tangenziali (t, tcr)
NO
t > tcr
NO
SI
Tc > Qs
Computo deposizione
SI
Computo erosione
da deflusso superficiale
Computo rainsplash
Aggiornamento quota cella
Aggiornamento frazione
di cella coperta da materiale
Soluzione dell'equazione
di advezione
Figura 3.9: Diagramma di flusso dell’ipotesi di capacità di trasporto
54
Il modello AFFDEF
Capitolo 4
Applicazione del modello
Per testare le possibilità applicative di AFFDEF come strumento per la simulazione di trasporto solido in sospensione, almeno a chiusura di bacino, è
stato scelto uno tra vari bacini montani dell’Appennino bolognese su cui vi era
disponibilità di dati sperimentali.
Parte integrante del progetto è stata la realizzazione di stazioni di monitoraggio fluviale ed il mantenimento di queste attrezzature in buone condizioni di
operatività: a Castel S. Pietro (BO), sul torrente Sillaro, è stata operativa
una stazione da Ottobre 1997 fino a Ottobre 2006 (Pavanelli and Pagliarani,
2002); a Zola Predosa (BO), lungo il torrente Lavino, è attualmente operativa una stazione dal 1998; a Pian di Macina (Pianoro, BO), lungo il torrente
Savena, è operativa una stazione dal 2000, ed infine a S.Niccolò di Varignana è presente una stazione sul torrente Gaiana dal Novembre 2004. Tutte le
stazioni citate sono dotate di idrometro ad ultrasuoni in grado di monitorare
l’altezza idrometrica ogni 30’, ed un campionatore di acqua fluviale automatico, di norma programmato per campionare ogni prefissata quantità di deflusso
liquido (per esempio, ogni 100’000 m3 di deflusso per il torrente Sillaro); ogni
stazione è dotata di pannello fotovoltaico collegato ad una batteria tampone
per garantire un minimo di autonomia alla stazione (solitamente questa dura
dai 2-3 giorni durante i periodi più piovosi dell’anno). Un’ultima stazione di
monitoraggio è posizionata a Volta Scirocco (FE) in chiusura di bacino del
Reno, dove è presente un manufatto trasversale a paratoie per il controllo dell’altezza idrometrica a monte; essendo la portata non naturale, in questo sito
è presente solo un campionatore di liquidi per il monitoraggio dei sedimenti
sospesi e quindi per la stima del sediment delivery ratio del bacino del Reno.
Il bacino utilizzato per il test di AFFDEF è stato quello del torrente Gaiana.
L’ideazione di queste stazioni e la loro gestione è sotto il Dipartimento di Economia ed Ingegneria Agrarie dell’Università di Bologna, nella persona della
55
56
Applicazione del modello
Dott.ssa Donatella Pavanelli, che assieme ad un manipolo sempre più risicato
di collaboratori, con tenacia, dedizione, sacrificio e un pò di utopia, si dedica
al faticoso studio dell’erosione superficiale nel bacino del Reno.
4.1
Descrizione generale
L’Appennino bolognese è costituito, nelle fascia più elevata, da affioramenti
di formazioni alterne di arenarie e marne o di alternanze di arenarie e siltiti/argilliti; le caratteristiche meccaniche di queste rocce variano da buone a
scadenti a seconda del grado di fessurazione. La parte di media montagna
è caratterizzata da estesi affioramenti di terreni a struttura caotica (terreni
caotici eterogenei) e da formazioni calcareo-marnosi o arenacee; a questo fa
eccezione la porzione ad Est della valle del Sillaro, dove invece predominano le formazioni arenacee. Questi terreni possiedono una predisposizione al
dissesto, essendo costituiti da rocce a prevalente componente argillosa, quindi
altamente impermeabili e che diventano plastiche ad opera delle precipitazioni;
al contrario le formazioni arenacee e calcareo-marnose possono presentare una
permeabilità molto alta e contenere falde acquifere. La geologia della fascia
collinare è dominata da rocce tenere e facilmente erodibili, anche queste prevalentemente appartenenti al caotico eterogeneo e talvolta da marne ed arenarie
spesso ricoperte da coltri di alterazione. Nelle zone più basse, i terreni sono interessate da fenomeni erosivi da ruscellamente diffuso ed incanalato che spesso
manifestano il substrato argilloso nelle formazioni calanchive.
Generalmente nell’Appennino bolognese, i corsi d’acqua scorrono da Sud-Ovest
in direzione Nord-Est e tutti sfociano nel Mar Adriatico immettendosi nel fiume Reno, tranne il torrente Santerno. A parte il fiume Reno, che con i suoi
4000 km2 di superficie imbrifera può essere classificato come fiume, gli altri
corsi d’acqua hanno regime torrentizio e sono quindi classificati come torrenti.
Nello specifico, il torrente Gaiana nasce da Monte Calderaro e il suo affluente
principale nel Rio della Costa; una volta in pianura, il corso si immette nel
torrente Quaderna, che a sua volta confluisce volta nel torrente Idice in località
Barabana, a Sud-Est di Molinella; infine il torrente Idice si immette nel fiume
Reno e quindi le sue acque vengono portate a mare.
Le precipitazioni medie nel basso Appennino sono prossime agli 800-900 mm
annui, mentre nell’alto Appennino si raggiungono valori anche di 1800 mm;
le temperatura massime si hanno durante i mesi di luglio e agosto, quando si
registrano i deflussi minimi o assenti per tutti i torrenti, tranne che per il torrente Savena, che beneficia delle acque di una falda acquifera intercettata da
una galleria e deviate sul suo corso. Il regime dei venti è abbastanza regolare,
4.2 Il bacino montano del torrente Gaiana
57
raramente si raggiungono elevate velocità e spesso vi è un alternanza di brezze
di monte e di valle.
4.2
Il bacino montano del torrente Gaiana
Figura 4.1: Foto panoramica del bacino del torrente Gaiana (10/06/2005, foto:
M.Rigotti)
Il bacino montano del torrente Gaiana è situato sulle prime colline bolognesi ed è stato scelto per la modellazione con AFFDEF innanzitutto per le sue
ridotte dimensioni (8.7 Km2 ); non perchè il modello non sia in grado di elaborare bacini di grandi dimensioni, ma le ridotte dimensioni hanno permesso
la discretizzazione del bacino in maglie di piccole dimensioni, e questo è preferibile per la simulazione dei processi erosivi. Il bacino montano del Gaiana
ha inoltre una litologia prevalentemente argillosa, composta prevalentemente da argille grigio-scure e argille siltoso-sabbiose; ai margini di bacino sono
altresı̀ presenti alcune classi litologiche più permeabili di sabbie, comunque
sempre incoerenti. Questo substrato altamente impermeabile ben si adattava
alla simulazione con il metodo CN implementata in AFFDEF, in quanto questo metodo è assimilato ad un metodo per eccesso di infiltrazione.
La pedologia del bacino è coerente con il substrato argilloso, quindi presenta terreni del gruppo 5, caratteristici del basso Appennino; i sottogruppi A e
B inoltre indicano una predominanza di suoli da erosione per ruscellamento
58
Applicazione del modello
Figura 4.2: Inquadramento geografico del bacino montano del torrente Gaiana
4.2 Il bacino montano del torrente Gaiana
59
Figura 4.3: Carta litologica del bacino montano del torrente Gaiana (Fonte:
R.E.R.)
60
Applicazione del modello
(Calcaric Regosols) come possono anche essere gli affioramenti litoidi, mentre
i sottogruppi C e D indicano suoli a forte differenziazione del profilo Haplic
Calcisols. La carta di uso del suolo è stata riprodotta per fotointerpretazione
11°30'
11°32'
5Ab
44°23'
5Bb
5Dc
5Df
44°22'
0.0
0.5
1.0
Km
Figura 4.4: Carta pedologica del bacino montano del Torrente Gaiana. In legenda
sono indicate le sottounità litologiche. (Fonte: R.E.R.)
tramite il software Geomedia Professional 5.2 (Intergraph) dall’osservazione
di ortoimmagini satellitari Quickbird (2003); il suolo è prevalemente ad uso
seminativo, tuttavia vi sono ampie zone calanchive e varie formazioni boscose
più o meno recenti, in gran parte nate dall’abbandono dei terreni agricoli e ad
opere di rimboschimento, oltre ad una buona e densa fascia ripariale. Sono
state inoltre notate varie zone a cespuglieto e rimboschimenti recenti, dovute
ad opere di risistemazione dei versanti e di contenimento dei calanchi. Presenti anche alcuni pascoli e degli invasi superficiali a scopo irriguo o per gli
allevamenti di bestiame. Oltre ai dati geografici, sul bacino sono stati utilizzati i dati pluviometrici raccolti dal pluviografo sito in località Prugnolo
(44◦ 22’N 00◦ 57’W, 276 metri s.l.m.), che dal 1966 raccoglie dati a frequenza
semi-oraria. Dalla serie pluviometrica completa alla stazione di Prugnolo si
4.2 Il bacino montano del torrente Gaiana
11°30'
61
11°32'
Bosco
Rimboschimento recente
Vigneto
Zona urbana
44°23'
Invaso artificiale
Pascolo
Seminativo
Zona rocciosa
Cespuglieto
44°22'
0.0 0.0
0.5 0.5
Km Km
Figura 4.5: Carta dell’uso del suolo del bacino montano del torrente Gaiana
1.0 1.0
62
Applicazione del modello
può notare la massima pioggia annuale di 1244mm ed una pioggia media di
677 ed una scarto quadratico medio di 183mm. Dall’analisi delle piogge medie
mensili sull’ultimo quarantennio, è visibile il caratteristico regime climatico
appenninico, con un minimo estivo e due massimi, uno minore in primavera
ed uno maggiore in autunno-inverno. Vista la lunghezza della serie storica, si
può utilizzare una curva di possibilità climatica sulle osservazioni per stimare
il tempo di ritorno di poco inferiore alla lunghezza della serie per eventi piovosi
intensi. Inoltre si Sono utilizzati i dati di portata calcolati tramite una curva
di deflusso sui dati di altezza idrometrica semi-oraria misurata dalla stazione
sita alla chiusura di bacino. Infine si dispone di dati sul trasporto solido in
sospensione nella corrente idrica per ogni 5000 m3 di deflusso idrico. Una parte
della serie dei dati raccolti disponibili è presentata in figura 4.8. I campioni
di trasporto solido sono stati solitamente trattati prima tramite cono Imhoff
(Pavanelli and Bigi , 2005) per avere una stima sbrigativa, ma efficace, della
concentrazione del materiale e quindi sono sottoposti ad analisi nefelometrica
in laboratorio, ossia viene misurata la torbidità del campione come grandezza
surrogata della concentrazione. I campioni a concentrazione più elevata sono
inoltre sottoposti ad analisi gravimetrica per la misura della concentrazione
ed analisi granulometrica tramite il metodo della pipetta; i dati cosı̀ raccolti
sono stati utilizzati per la taratura dei coni Imhoff e del nefelometro, in modo
da ottenere una stima realistica della concentrazione dalla torbidità (in unità
nefelometriche, NTU) e dal materiale sedimentato nel cono. Sintesi dei dati
idrometrici (scala di durata delle portate)
4.3
Calibrazione del modello
Il modello è stato innanzitutto calibrato a scala di evento, ed in particolare
sull’evento iniziato il 9 Aprile 2005, per la buona disponibilità di dati di trasporto solido, utili per la taratura del modello. Il modello è stato calibrato
con un procedura trial-error, sino ad ottenere il risultato migliore presentato
in figura 4.10, assieme a due indici di efficienza cosı̀ calcolati: il Nash-Sutcliffe
Efficiency index (NSE) (Nash and Sutcliff , 1970) ed il Index of Agreement
(IA) (Willmot, 1981).
n
X
IA = 1 −
(Oi − Si )2
i=0
n
X
i=0
(|Si − O| + |Oi − O|)2
4.3 Calibrazione del modello
63
100
90
Pioggia media (mm)
80
70
60
50
40
30
20
10
0
Gen Feb Mar
Apr Mag Giu
Lug Ago
Set
Ott
Nov
Dic
Figura 4.6: Piogge medie mensili registrate al pluviometro di Prugnolo (1966-2004)
Altezza di pioggia intensa (mm)
140.0
120.0
100.0
80.0
60.0
40.0
20.0
0.0
0
2
4
6
8
10
12
14
16
18
20
22
24
26
Durata dell'evento piovoso intenso (h)
Figura 4.7: Curva di possibilità climatica costruita dalle piogge intense osservate
(1966-2004)
Applicazione del modello
64
Q (m3 s-1) - SSC (g l-1)
17.0
18.0
19.0
20.0
7.5
5.0
2.5
0.0
20/2/06
24/3/06
25/4/06
27/5/06
17.5
15.0
12.5
10.0
Precipitazione semioraria (P)
13/9/05 15/10/05 16/11/05 18/12/05 19/1/06
Concentrazione dei solidi sospesi misurata (SSC)
Portata fluviale media semioraria (Q)
16.0
15.0
14.0
13.0
12/8/05
2.0
3.0
4.0
5.0
6.0
7.0
8.0
9.0
47.5
45.0
42.5
40.0
37.5
35.0
32.5
30.0
27.5
28/6/06
1.0
20.0
11/7/05
12.0
9/6/05
22.5
8/5/05
11.0
6/4/05
25.0
5/3/05
10.0
1/2/05
50.0
29/11/04 31/12/04
0.0
Figura 4.8: Serie dei dati raccolti a chiusura di bacino del torrente Gaiana fino al 30 Giugno 2006
P (mm)
4.3 Calibrazione del modello
Figura 4.9: Immagine dei coni Imhoff con campioni di acqua fluviale
65
66
Applicazione del modello
n
X
N SE = 1 −
(Oi − Si )2
i=0
n
X
(Oi − O)2
i=0
Come si può notare il modello anticipa di un ora la portata osservata, tuttavia
riesce a dare una discreta simulazione per quanto riguarda i volumi di piena,
l’altezza del picco e la forma delle due onde. I parametri di taratura del modello
per quanto riguarda la parte afflussi-deflussi sono presentati in tabella 4.1
I risultati della simulazione di trasporto solido in sospensione sono presentati in figura 4.12 e sono ottenuti tramite una procedura trial-error. Come si
può notare il modello è in grado di simulare discretamente il tempo e la concentrazione di picco, come anche il seguente calo di concentrazione; AFFDEF è
altresı̀ in grado di riprodurre il trasporto solido relativo al deflusso di base dopo
l’evento di piena. In compenso, il modello non riesce a simulare correttamente
l’ampiezza dell’impulso di trasporto solido, e la mobilizzazione consistente di
sedimento avviene in ritardo rispetto all’osservato. Ciononstante, si è molto
soddisfatti per la buona rappresentazione del fenomeno nel suo complesso e
la capacità di individuare la dinamica ed il tempo dell’impulso di trasporto
solido.
Per testare la robustezza del modulo di simulazione del trasporto solido, è
stato condotta un’analisi di sensitività di vari parametri usati in calibrazione
su alcune caratteristiche dell’output, quali: la concentrazione di picco, il tempo di picco, il volume di trasporto solido totale e il Root Mean Square Error
(RMSE), ossia la media quadratica dello scarto tra i dati simulati ed i dati
osservati. In figura 4.13 è presentata l’analisi di sensitività rispetto alla concentrazione massima in simulazione; è evidente come il modello sia abbastanza
robusto rispetto a tutti i parametri, tranne che alla granulometria mediana del
sedimento ed alla tensione critica adimensionale (δ in figura). Il parametro
D50 in questo studio è stato ottenuto non da calibrazione, ma dalle misure
sperimentali e dalle granulometrie misurate sui dati osservati. Questa sensibilità può essere un limite per l’applicazione in bacini di cui non si abbiano
misure sperimentali di trasporto solido, anche l’applicazione di un modello di
simulazione ad un bacino di cui non si disponga di alcun dato è aleatoria nel
suo complesso.
La sensibilità del modello ai parametri D50 e δ si riflette anche nel volume
totale di sedimento trasportato in chiusura di bacino, cosı̀ come la robustezza
del modello rispetto ad altri parametri. In figura 4.15 si presenta la variazione
del tempo di picco in h al variare dei parametri di calibrazione; ovviamente i
coefficienti D50 e δ sono risultati molto influenti sul tempo in cui la concen-
4.3 Calibrazione del modello
67
10.0
Portata oraria osservata (Q)
9.0
NSE = 0.77
IA = 0.94
Portata oraria simulata (Q)
8.0
6.0
5.0
4.0
3.0
2.0
1.0
0.0
08/04/2005
09/04/2005
10/04/2005
11/04/2005
12/04/2005
13/04/2005
Figura 4.10: Risultato della calibrazione afflussi-deflussi
10.0
8.0
3 -1
Portata simulata (m s )
3 -1
Q (m s )
7.0
6.0
4.0
2.0
0.0
0.0
2.0
4.0
6.0
8.0
Portata osservata (m3s-1)
10.0
Figura 4.11: Scatterplot della calibrazione afflussi-deflussi
14/04/2005
Applicazione del modello
68
Parametro
Scabrezza dei versanti
Scabrezza massima e minima della rete
Rapporto larghezza-altezza sezione liquida su versante
Rapporto larghezza-altezza sezione liquida nella rete
Area di soglia rete/versante
Conduttività idraulica
Costante di rilascio serbatoi infiltrazione
Costante moltiplicativa della capacità serbatoi sotterranei
Costante moltiplicativa della capacità serbatoi intercettazione
Parametri a e b di evapotraspirazione
Valore
Simbologia
0.5
ksv
0
1
, ksr
24, 60
ksr
2000
wv
8
wr
0.5
A0
0.0021
Ki
390165
Hs
0.05
H
0.3035
Cint
1.497, 0.5846
a, b
Unità di misura Valutazione
m1/3 s−1
tarato
m1/3 s −1
stimati
tarato
stimato
km2
stimato
m s−1
tarato
s
tarato
tarato
tarato
stimato
Tabella 4.1: Tabella dei parametri per la calibrazione del modulo afflussi-deflussi
Valore
2.4 × 10−5
2600
1000
0.0375
1.4
3.1 × 10−1
3.1 × 100
0.5
0.16
0.15
0.2
1.5
0.0001
Simbologia Unità di misura Valutazione
D50
m
stimato
−3
ρs
kg m
stimato
−3
ρw
kg m
stimato
δs
tarato
β
tarato
α
m2 s−2
tarato
αd
m2 s−2
tarato
ϕ
tarato
Kf
tarato
τs
Pa
stimato
η
m0.5 s2 kg−0.5
tarato
k
tarato
ld0
m
tarato
Tabella 4.2: Tabella dei parametri per la calibrazione del modulo di erosione
Diametro mediano del sedimento
Densità del sedimento
Densità dell’acqua
Tens. tang. critica adimensionale
Coefficiente esponenziale erosività della pioggia
Coefficiente moltiplicativo erosività della pioggia (suolo)
Coefficiente moltiplicativo erosività della pioggia (depos)
Turbulenza per impatto della pioggia
Coefficiente di erodibilità da deflusso
Tensione tangenziale del suolo
Efficienza nel trasporto di sedimento
Coefficiente esponenziale per la Tc
Altezza iniziale di materiale depositato sul versante
Parametro
4.3 Calibrazione del modello
69
Applicazione del modello
1.8E-02
-1
Portata solida (g s )
1.6E-02
Trasporto solido orario simulato
Trasporto solido orario misurato
Portata oraria simulata
Portata oraria misurata
NSE = 0.96
IA = 0.74
12.0
10.0
1.4E-02
8.0
3 -1
2.0E-02
1.2E-02
1.0E-02
6.0
8.0E-03
4.0
6.0E-03
4.0E-03
2.0
2.0E-03
0.0E+00
09.04.05
0.0
10.04.05
11.04.05
12.04.05
13.04.05
Portata liquida (m s )
70
14.04.05
Figura 4.12: Risultato della calibrazione del trasporto solido
Variazione della concentrazione di picco
4.3 Calibrazione del modello
71
140%
D50
Kf
ld
δ
η
τ
100%
60%
20%
-20%
-60%
-100%
-10%
-5%
0%
5%
Variazione del coefficiente
10%
Figura 4.13: Analisi di sensitività rispetto alla concentrazione di picco
Applicazione del modello
Variazione del volume totale di sedimento
72
1250%
D50
Kf
ld
δ
η
τ
1000%
750%
500%
250%
0%
-250%
-10%
-5%
0%
5%
Variazione del coefficiente
10%
Figura 4.14: Analisi di sensitività rispetto al volume di trasporto solido totale
4.3 Calibrazione del modello
73
trazione è massima. Nonostante i non brillanti risultati di alcuni parametri, il
Variazione del tempo di picco (h)
10
D50
Kf
ld
δ
η
τ
5
0
-5
-10
-15
-10%
-5%
0%
Variazione del coefficiente
5%
10%
Figura 4.15: Analisi di sensitività rispetto al tempo di concentrazione di picco
RMSE varia entro un range discreto al variare dei parametri. Nell’analisi di
sensitività ed in generale nell’ambito del trasporto solido in sospensione, è necessario aver ben presente il fenomeno fisico: il trasporto solido in sospensione
è estremamente variabile all’interno della sezione idraulica, sebbene durante
gli eventi di piena le turbolenze presenti nella corrente centrale miscelino efficientemente il materiale e si possa pensare di avere una buona approssimazione
della concentrazione media per la sezione. In questo quadro, misure di concentrazione di sedimento sospeso, anche se in alvei di dimensioni molto ridotte
come quello del torrente Gaiana, sono comunque affette da incertezza e da
intendersi come valori precisi, ma non accurati (ossia con media aritmetica
vicino al valore atteso, ma con varianza ampia).
Infine il modello è stato anche testato come modello di erosione a livello spazialmente distribuito, che rappresenta sicuramente uno degli aspetti più interessanti e più delicati dell’erosione superficiale. Il risultato, a livello spaziale,
della simulazione di calibrazione è presentato in figura 4.17; come è evidente,
si può notare come il modello individui nei calanchi le principali sorgenti di
74
Applicazione del modello
1.4%
D50
Kf
ld
δ
η
τ
Variazione del RMSE
1.2%
1.0%
0.8%
0.6%
0.4%
0.2%
0.0%
-10%
-5%
0%
Variazione del coefficiente
5%
10%
Figura 4.16: Analisi di sensitività rispetto al Root Mean Square Error(RMSE)
4.4 Discussione e prospettive
75
sedimento e le zone a maggior pendenza, anche se questa immagine è da intendersi come figura non definitiva. La variazione di quota di ogni singola cella è
stimata alla fine di ogni step temporale tramite la relazione:
t+1
zi,j
=
t
zi,j
(Dr )ti,j + (Df )ti,j
dt cos(θi,j )
−
ρs
(4.1)
t+1
dove zi,j
è la quota della cella i, j al tempo t + 1, (Dr )ti,j è il tasso di erosione
netta da precipitazione al tempo t per la medesima cella i, j, (Df )ti,j è il tasso
di erosione netta da deflusso superficiale al tempo t e θi,j è la pendenza della
cella i, j.
Net erosion (m)
-0.021 - -0.013
700000
702500
-0.013 - -0.012
-0.012 - -0.011
-0.011 - -0.010
-0.010 - -0.008
-0.008 - -0.007
N
-0.007 - -0.006
-0.006 - -0.005
4917500
4917500
-0.005 - -0.003
-0.003 - -0.002
-0.002 - -0.001
-0.001 - 0
0
0 - 0.002
0.002 - 0.003
0.003 - 0.004
0.004 - 0.005
0.005 - 0.007
0.007 - 0.008
0.008 - 0.009
0.009 - 0.010
0.01 - 0.012
4915000
4915000
700000
0.012 - 0.013
0.013 - 0.015
0.015 - 0.360
702500
Figura 4.17: Mappa dell’erosione netta spazialmente distribuita simulata. In legenda sono indicate positive le altezze di perdita di suolo e negative le altezze di
deposizione
4.4
Discussione e prospettive
Attualmente, il modulo di erosione implementato in AFFDEF è plausibile di
varie migliorie, alcune abbastanza semplici, altre più complesse.
76
Applicazione del modello
Come cambiamento strutturale, si può verificare l’adeguatezza di stima per il
distacco del materiale da deflusso basata sulla potenza di deflusso o sulla potenza specifica, studiarne la facilità di calibrazione e la rappresentatività fisica
del processo. Questo test sarebbe indirizzato a migliorare la stima di erosione
a scala spaziale, e dovrebbe essere affiancato da un miglioramento del modulo
afflussi-deflussi: la rappresentazione dei deflussi superficiale è bene che sia la
più corretta possibile, essendo questi fondamentali per una corretta simulazione dei fenomeni erosivi.
L’intensità di erosione da precipitazione è regolata sulla base dei coefficienti
di erodibilità litologica, a differenza di Wicks and Bathurst (1996) dove sono
parametrizzati separatamente; sicuramente è un’approssimazione concettuale,
ma facilita la calibrazione del modello, soprattutto in assenza di dati sperimentali sulla risposta del terreno alla sola erosione superficiale.
Il modello soffre di integrazione con gli attuali software GIS, anche se un piccolo passo verso l’I/O tra AFFDEF ed l’ambiente GIS attraverso formati ASCII è
stato fatto nel presente studio; sebbene non significhi un cambiamento strutturale, facilitare lo scambio di dati con i comuni GIS non richiederebbe un grosso
impegno in termine di programmazione, ma permetterebbe una più immediata
visualizzazione dei risultati, rendendo l’utente più sereno e lasciandogli quel
poco più di pazienza utile per qualsiasi altro problema nell’utilizzo del programma.
Infine, un’approccio ai fenomeni erosivi non più di tipo dicotomico erosionedeposizione su una granulometria mediana, ma una modellazione che tenga
conto della contemporaneità dei processi e delle differenze granulometriche sarebbe auspicabile, perchè più aderente alla realtà fenomenica. Un tale cambiamento, tuttavia, comporterebbe un nuovo approccio nella filosofia di AFFDEF,
in quanto ora il modello è indirizzato alla modellazione semi-concettuale di bacini semi-impermeabili, e quindi utilizzabile per bacini di varia scala, purchè il
deflusso profondo non sia una componente dominante del deflusso. Uno studio
dei fenomeni erosivi diverso da quello qui presentato, magari specificamente
indirizzato alla simulazione di più classi granulometriche contemporaneamente richiederebbe un modello specifico a scala minore, con una descrizione dei
processi di infiltrazione con maggiori basi fisiche, ma anche con più problemi
legati alla scala di discretizzazione e limitazioni nell’applicabilità del modello.
Capitolo 5
Conclusioni
L’erosione superficiale e la perdita di suolo sono dei temi di urgente attualità,
soprattutto per i paesi in via di sviluppo, dove la perdita di suolo fertile e
coltivabile rappresenta una minaccia per la sussistenza della popolazione. A
questi fenomeni è associato il processo di desertificazione, che già nelle regioni
insulari e meridionali italiane sta avendo un impatto visibile. Alla perdita di
suolo ed al trasporto solido fluviale inoltre è associata la dispersione di inquinanti nelle acque superficiali e la loro eutrofizzazione, oltre agli effetti sulla
fauna ittica. Anche questi sono urgenti temi ambientali, che rappresentano
una sfida per le scienze idrologiche, soprattutto in contesti di inquinamento
transfrontaliero e di territori internazionali. Infine il trasporto solido fluviale è
un noto agente limitante nei fenomeni di erosione costiera, che rappresentano
costi sempre maggiori per l’economia turistica e per le opere di ripascimento
o di difesa spondale.
Questo studio è stato indirizzato allo sviluppo di un modello per la stima dell’erosione superficiale in ambienti appenninici, ed alla simulazione del trasporto
in sospensione in alvei fluviali. Un’applicazione del modello è stata condotta
sul bacino montano del torrente Gaiana, nell’appennino bolognese; di questo
bacino sono stati raccolti dati di portata liquida alla chiusura di bacino, varie
misure di concentrazione di solidi sospesi nel deflusso e dati di precipitazione.
Oltre a questi, erano disponibili dati sulla litologia, la pedologia e l’uso del
suolo del bacino aggiornati ed ad una scala utile per i fini dell’analisi.
Lo studio dei fenomeni erosivi e le sue conseguenze non possono essere risolti
solamente con il modello presentato in questo studio, essendo temi fortemente
interdisciplinari e difficilmente sintetizzabili in un singolo modello per la loro complessità. Tuttavia, questo lavoro porta uno strumento avanzato per la
modellazione fisicamente basata dei fenomeni erosivi su versante, che ben si
adatta ai processi più comuni in ambiente appenninico e comunque in bacini
77
78
Conclusioni
semi-impermeabili e di quota non elevata. Il modello è di tipo distribuito nello
studio del bilancio idrico del suolo e nella simulazione dei fenomeni erosivi su
versante; il trasporto del materiale ed il deflusso nella rete sono simulati in
modo continuo e dinamico, partendo dal distacco di materiale e dalla formazione del deflusso superficiale generata dall’input di precipitazione.
Il codice ha mostrato una buona capacità nel mimare il comportamento estremamente impulsivo del trasporto solido in sospensione, riuscendo a identificare
sia l’ordine di grandezza che il tempo di picco. L’analisi di sensitività condotta
ha inoltre mostrato come sia uno strumento abbastanza robusto e in generale
sia sensibile principalmente alla granulometria mediana fornita in input, che,
in questo test è stata calcolata dai dati sperimentali. Il modello è risultato
inoltre sensibile al coefficiente di tensione tangenziale critica adimensionale,
che invece è stato ottenuto da un’operazione di calibrazione manuale sui risultati. Il modello è altresı̀ plausibile di varie limitazioni dovute al modulo
afflussi-deflussi, che semplifica la descrizione dei deflussi sotterranei e simula formazione di deflusso di tipo hortoniano, ed al modulo di erosione, che
considera solo le precipitazioni ed il deflusso superficiale come agenti erosivi.
Per questo motivo, i risultati presentati in questo studio sono da considerarsi validi, confortati dalla validità dei metodi utilizzati in altri studi, ma non
generalizzabili a qualunque territorio.
Appendice A
Il metodo CN
Come descritto nella sottosezione 3.1.4, il metodo CN è stato utilizzato per
calcolare la massima capacità di ritenzione idrica per ogni cella di terreno i, j.
Il numero CN è definito in base al tipo di suolo ed al suo stato di umidità
su tabelle fornite dal SCS: la litologia del suolo è classificata in 4 classi A,
B, C e D, in ordine crescente di potenzialità di deflusso, e quindi in ordine
crescente di numero CN (Tabella A.1). Lo stato di umidità iniziale è definito
dalla condizione AMC (Antecedent Moisture Condition), che è distinta in tre
classi a seconda dei millimetri di pioggia caduti nei cinque giorni precedenti.
Infine, anche la classe di uso del suolo è tabulata in base alla percentuale di
superficie edificata, la litologia o la vegetazione presente (esempio in tabella
A.2). Solitamente si ipotizzano condizioni AMC standard, ossia riferite alla
classe centrale; in condizioni di terreno particolarmente umido o particolarmente secco si usano le condizioni AMC III e AMC I rispettivamente, derivate
dalla condizione standard secondo relazioni empiriche.
79
80
Il metodo CN
Classe litologica
A
B
C
D
Descrizione
Scarsa potenzialità di deflusso. Comprende sabbie profonde con
scarsissimo limo e argilla; anche ghiaie profonde, molto permeabili.
Potenzialità di deflusso moderatamente bassa. Comprende la maggior parte dei suoli sabbiosi meno profondi che nel gruppo A, ma
il gruppo nel suo insieme mantiene alte capacità di infiltrazione
anche a saturazione.
Potenzialità di deflusso moderatamente alta. Comprende suoli
sottili e suoli contenenti considerevoli quantità di argilla e colloidi,
anche se meno che nel gruppo D. Il gruppo ha scarsa capacità di
infiltrazione a saturazione.
Potenzialità di deflusso molto alta. Comprende la maggior parte
delle argille con alta capacità di rigonfiamento, ma anche suoli sottili con orizzonti pressochè impermeabili in vicinanza delle
superfici.
Tabella A.1: Tipi di suolo considerati nel metodo CN
81
Tipologia di uso del territorio
Parametro CN
Classe litologica
Coltivazioni, in presenza di pratiche di conservazione del suolo
Coltivazioni, in assenza di pratiche di conservazione del suolo
Terreno da pascolo in cattive condizioni
Terreno da pascolo in buone condizioni
Boschi, in presenza di copertura rada e senza sottobosco
Boschi e foreste, in presenza di copertura fitta e con sottobosco
Spazi aperti con manto erboso superiore al 75% dell area
Spazi aperti con manto erboso tra il 50% ed il 75% dell area
Spazi aperti con manto erboso inferiore al 50% dell area
Zone industriali (area impermeabile 72%)
Zone commerciali e industriali (area imperm. 85%)
Zone residenziali con area impermeabilità media 65%
Zone residenziali con area impermeabilità media 38%
Zone residenziali con area impermeabilità media 30%
Zone residenziali con area impermeabilità media 25%
Zone residenziali con area impermeabilità media 20%
Zone residenziali con area impermeabilità media 12%
Parcheggi, tetti, autostrade . . .
Strade pavimentate o asfaltate, dotate di drenaggio
Strade con letto in ghiaia
Strade battute in terra
A
B
C
D
62
72
68
86
45
25
39
49
68
81
89
77
61
57
54
51
46
98
98
76
72
71
81
39
74
66
55
61
69
79
88
92
85
75
72
70
68
65
98
98
85
82
78
88
79
89
77
70
74
79
86
91
94
90
83
81
80
79
77
98
98
89
87
81
91
61
80
83
77
80
84
89
93
95
92
87
86
85
84
82
98
98
91
8
Tabella A.2: Tabella di esempio di valori CN per differenti usi del suolo
82
Il metodo CN
Appendice B
Stima dell’evapotraspirazione
con il metodo della radiazione
Nel metodo della radiazione per la stima dell’evapotraspirazione (Doorenbos and Pruitt, 1984), l’espressione della quantità d’acqua evapotraspirata in
condizioni di suolo saturo per una coltura di riferimento è:
n
ETod = Cv WT A RS = CV WT A 0.25 + 0.50
Ra
(B.1)
N
(mm/giorno) nella quale:
• Cv è un fattore di affiustamento che puù essere ricavato da apposite
tabelle in funzione della velocità del vento
• WT A è un fattore di compensazione che dipende dalla temperatura e
dall’altitudine
• RS è la radiazione in onda corta che puù essere espressa come funzione
di Ra
• Ra è la radiazione misurata all’esterno dell’atmosfera espressa in evapotraspirato equivalente (mm/giorno)
• n/N è il rapporto tra il numero di ore di sole al momento del calcolo e
quello massimo del periodo considerato
Osservando la formula si può verificare che per il calcolo di Rs si richiede la conoscenza sia di Ra ottenibile da opportune tabelle in funzione della
latitudine, sia del rapporto n/N che può essere ricavato. Nel caso non sia
possibile calcolare questi parametri, si può utilizzare un’espressione empirica
che mette in relazione l’evapotraspirato potenziale ET0d calcolato sulla base
83
84
Stima dell’evapotraspirazione con il metodo della radiazione
di espressioni semplificate, con il fattore di compensazione WT A . In questo
modo si può tener conto del numero di ore di sole N nel periodo di studio e
del valore della temperatura media mesile di lungo periodo T ; inoltre l’espressione risulta lineare nella temperatura e permette l’aggregazione dei risultati a
livello mensile, giornaliero ed orario. Occorre sottolineare che un’approssimazione empirica di questo tipo risulta ancora meno corretta per studi relativi al
fenomeno dell’evapotraspirato per periodi inferiori al mese.
La relazione usata, di fatto molto simile alla precedente, è la seguente:
ETod = α + βN WT A Tm
(B.2)
dove:
• α e β sono parametri da stimare per ogni sottobacino
• Tm è la temperatura media sull’area in esame nell’0intervallo scelto
• N è il valore mensile del numero massimo di ore di sole giornaliere a
quella latitudine
Per un determinato sottobacino l’espressione di WT A può essere ottenuta
da opportune tabelle oppure attraverso la seguente equazione:
2
WT A = AT + BT + C
(B.3)
dove A, B e C sono coefficienti da stimare, mentre il termine relativo alla
temperatura rappresenta il valore medio sul lungo periodo misurato in gradi
centigradi.
Per la determinazione del valore mensile dell’evapotraspirato potenziale si
procede considerando ogni sottobacino singolarmente e si calcola tale valore
attraverso la formula di Thornthwaite:
ET h = 16ai [10
Ti c
]
b
(B.4)
in cui:
• ET h è il valore medio mensile dell’evapotraspirato misurato in mm/mese
• Ti è il valore medio della temperatura in ◦ C per il sottobacino in esame
riferito al mese i-esimo
• ai =
n i Ni
30 12
85
• ni numero di giorni nel mese i-esimo
• Ni valore massimo di ore di sole giornaliere ottenuto dalla tabella 3.1
pubblicata dalla FAO
12
X
Ti
• b=
[ ]1.514 indice termico dato dalla somma degli indici mensili
5
i=1
• c = 0.49239 + 1792 · 10−5 b − 771 · 10−7 b2 + 675 · 10−9 b3
L’evapotraspirato potenziale mensile può quindi essere ricavato da (B.2).
In tal modo si perviene al valore di E da usare in (3.1).
86
Stima dell’evapotraspirazione con il metodo della radiazione
Appendice C
Propagazione dei deflussi
Il modello idrologico Muskingum-Cunge a parametri variabili è utilizzato per
la propagazione dei deflussi in AFFDEF, secondo lo studio di Orlandini and
Rosso (1996). Il modello ipotizza, per un tronco fluviale, la validità della
relazione:
dW
(C.1)
dt
tra la portata in ingresso (Q1 (t)), la portata in uscita (Q2 (t)) e il volume
invasato nel lasso di tempo t (dW ). Nel modello Muskingum-Cunge si assume
una relazione lineare tra il volume invasato e le portate in ingresso e in uscita:
Q1 (t) − Q2 (t) =
W (t) = K[XQ1 (t) + (1 − X)Q2 (t)]
(C.2)
in cui i parametri X e K sono stimati sulla base delle caratteristiche idrauliche e geometriche del tronco fluviale in studio. Indicizzando con la variabile
i lo spazio e con la variabile j il tempo dalla soluzione del sistema di equazioni
A3.1 A3.2 ottengo:
j+1
Qj+1
+ C2 Qji + C3 Qji+1 + C4 Qj+1
i+1 = C1 Qi
Li+1
(C.3)
dove i coefficienti C sono funzione di X, ∆t, ∆s, e della celerità cinematica
ck . Qj+1
Li+1 è il contributo laterale al deflusso, caclolato come:
∆A
(C.4)
∆s
j
con Pni
produzione locale di deflusso superficiale e ∆A l’area di discretizzazione della cella.
Affinchè sia verificata l’equazione di continuità deve valere la condizione
j
Qj+1
Li+1 = Pni
C1 + C2 + C3 = 1
87
(C.5)
88
Propagazione dei deflussi
Assumendo una sezione rettangolare per ogni sezione, la celerità cinematica
ck può essere stimata tramite la relazione di Gauckler-Strickler:
5
1/2 2/3
−5/3
w+2
(C.6)
ck = ks ij B (w + 2)
3
dove:
• ks è il coefficiente di scabrezza secondo Gauckler-Strickler
• if è la pendenza del fondo dell’alveo
• B è la larghezza della sezione liquida
• w è il rapporto tra la larghezza e l’altezza della sezione liquida
Lo stesso B è stimato con la formula di Guackler-Strickler, utilizzando una
portata approssimata Q∗ (Ponce and Yevjevich, 1978):
"
B=
Q∗ (w + 2)2/3 w
#3/8
(C.7)
1/2
k s if
1
Q∗ = (Qji + Qj+1
+ Qji+1 )
(C.8)
i
3
Il modello Muskingum è equivalente ad un modello parabolico nel caso in
cui i coefficienti K e X siano assunti variabili secondo le espressioni:
K=
1
X=
2
∆s
ck
Q∗
1−
Bck if ∆s
(C.9)
(C.10)
che si ottengo dal porre uguali la diffusione numerica del modello Muskingum alla diffusività idraulica del modello parabolico (Cunge, 1969). Orlandini
and Rosso (1996) hanno inoltre dimostrato che per ottenere una soluzione
stabile dell’equazione sia necessario che il coefficiente CFL dello schema sommato al coefficiente D debba essere maggiore o uguale all’unità, ed il codice di
AFFDEF impone che sia verificata questa condizione.
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