MORFOLOGIA FLUVIALE

 MORFOLOGIA FLUVIALE

Intento di questo modesto articolo è quello di delineare le caratteristiche essenziali di un ambiente fluviale analizzando specialmente le morfologie derivanti dai processi erosivi e di deposizione.

In primo luogo dobbiamo definire la provenienza delle acque circolanti in superficie , infatti la provenienza delle acque superficiali è strettamente correlata alle precipitazioni sia solide che liquide , esse devono essere quindi uguali al deflusso superficiale all’evaporazione , alla traspirazione del mondo vegetale , all’infiltrazione e all’umidità del suolo.

P = D + E + T + G + I

D = deflusso superficiale –  E = evaporazione – T = traspirazione – G = umidità nel suolo – I = infiltrazione

con tale formula possiamo quindi definire il bilancio idrogeologico. Di grande utilità é il coefficiente di deflusso Cd = D/P che ci da un’idea della quantità di acqua proveniente dalle precipitazioni che effettivamente ritroviamo nello scorrimento superficiale. Per quantizzare invece l’evapotraspirazione fu ideata una formula empirica detta formula di Turk in cui si ha :

Et =       in cui L= 300 + 25 T + 0,05T^3   ( T è la temperatura media annua in °C )

ELEMENTI DI IDRODINAMICA

Un corso d’acqua secondo la fluidodinamica rappresenta un fluido in movimento, secondo la fisica esso può spostarsi secondo moto laminare o secondo moto turbolento. Il primo risulta piuttosto raro in natura poiché le irregolarità nelle superfici naturali incentivano la presenza di moti turbolenti. Anche in questo caso fu ideata una legge per discernere le situazioni in cui si può avere l’uno o l’altro moto , il numero di Reynolds ci da tale possibilità:

R= (Vm d)/γ

 in cui Vm è la velocità media , d rappresenta la profondità e γ la viscosità

Se tale valore è superiore di 2000 in natura abbiamo un moto turbolento.

alcune grandezze fondamentali per lo studio di un corso d’acqua sono :

la velocità media (Vm) di scorrimento, che viene misurata a più intervalli di profondità tramite un mulinello idromretrico poiché le maggiori velocità raggiunte sono riscontrabili al centro del flusso e nella corrispondente parte in superficie mentre le parti a contatto con il fondo sono rallentate dagli attriti. La formula empirica necessaria per calcolare la velocità media è :

Vm = C√(RI)

in cui C rappresenta il coefficiente di rugosità del fondale mentre R rappresenta il raggio idraulico definibile come la S/P in cui S è la superficie considerata e P è il contorno bagnato ( parte della sezione in contatto con il fondo ) , per ultimo abbiamo I che rappresenta l’inclinazione , infatti come possiamo ricordare in un moto rettilineo uniformemente accelerato abbiamo che V= Δx + at in cui a è dipendente dalla forza di gravità o meglio dalla sua componente lungo il piano inclinato ovvero da g sin che possiede valore massimo con θ=90° , quindi maggiore sarà l inclinazione (θ)  maggiore sarà l ‘accelerazione e quindi maggiore sarà la velocità.

Un’altra importante formula è quella della portata che ci consente di calcolare quanti litri o passano in un determinato tempo in una sezione:

Q= S ∙ Vm

che possiamo riscrivere in base a quanto detto precedentemente come :

Q= S ∙ C√(RI)

con la portata possiamo poi delineare il coefficiente di perennità ovvero la differenza di portata tra il periodo di piena e quello di magra :

Cp = Qmin/Qmax

più piccolo sarà il coefficiente maggiore sarà la variazione di portata tra piena e magra ( il Tevere presenta un coefficiente di perennità prossimo a 0,633).

Ulteriore utilizzo della portata viene effettuato con lo studio del regime ; il regime rappresenta la variazione di portata nel tempo :

REGIME = ΔQ/Δt

riconosciamo varie tipologie di regime ad esempio quello glaciale che prevede un incremento della portata nei mesi estivi grazie allo scioglimento dei ghiacci o quello nivo-pluviale in cui la portata massima si ha nei mesi di marzo di aprile e di maggio, per ultimo abbiamo il regime pluviale in cui la portata minima e massima si somigliano molto.

Uno dei concetti fondamentali nello studio della dinamica fluviale è correlato all’energia cinetica di un corso d’acqua che possiamo esprimere come una potenza :

E = Q ∙ Vm^2

inoltre dobbiamo pensare che l’energia totale di un corso d’acqua contiene sia l’energia deputata allo scorrimento e al trasporto (Ed) sia quella deputata al prelievo di materiale (En) quindi :

E = Ed + En   

TIPOLOGIE DI TRASPORTO

Sostanzialmente in acqua abbiamo 4 tipologie di trasporto :

  1. il trascinamento sul fondo prevede lo spostamento dei clasti più grandi per rotolamento o per saltazione, il primo tipico di ciottoli arrotondati mentre il secondo è dovuto alla presa in carico e al deposito continuo del materiale più grossolano. La misurazione di tale processo risulta ardua ed imprecisa e prevede la messa in posto di gabbie infossate sul fondale

  2. il trasporto in sospensione prevede invece il fluttuare delle particelle più minute come silt o argille ed è responsabile dell’apporto di ingenti quantità di detriti a lunga distanza arrivando fino al mare. Tale processo è facilmente misurabile filtrando una determinata quantità di acqua e pesando il filtrato potendo definire cosi la torbidità o il trasporto torbido

  3. il trasporto in soluzione prevede la presenza di ioni dovuta alla dissoluzioni delle rocce che compongono l’alveo. La misurazione viene effettuata tramite evaporazione indotta e peso del precipitato

  4. la fluitazione o galleggiamento è tipico di materiale organico o componenti con densità molto bassa come ad esempio le pomici vulcaniche o rocce incassate in ghiaccio.

Dallo studio di queste 4 tipologie è stato possibile creare degli indici funzionali molto importanti come :

La portata solida = essa rappresenta la quantità di materiale solido passante in una determinata sezione nell’unità di tempo e si esprime in Kg/sec o m^3/sec

la portata torbida = essa rappresenta la quantità di materiale in sospensione che attraversa una determinata sezione nell’unità di tempo e si esprime anche essa in Kg/sec o m^3 /sec

il deflusso solido = esso rappresenta la quantità di materiale trasportato in un anno e si misura in Kg/anno o m^3/anno

il deflusso torbido = esso rappresenta la quantità di materiale trasportato in sospensione in un anno e si misura in Kg/anno o m^3/anno

il deflusso solido unitario = con tale indice si tiene conto anche dell’areale in cui avviene il deflusso (bacino imbrifero) e quindi verrà misurato in Kg/Km^2/anno o m^3/Km^2/anno

il deflusso torbido unitario = anche in questo caso considero la grandezza del bacino imbrifero in correlazione con la quantità di materiale trasportato in sospensione in un anno misurandolo in Kg/Km^2/anno o m^3/Km^2/anno

il carico specifico = si intende la quantità di materiale solido in un determinato volume di acqua misurabile in Kg/m^3

la torbidità specifica = si intende la quantità di materiale in sospensione in un determinato volume di acqua anche esso misurabile in Kg/m^3

RAPPORTO TRA VELOCITA E TRASPORTO

Essendo la velocità espressione dell’energia cinetica di un fiume possiamo dire che ad essa sono correlati i fenomeni di prelievo , trasporto e deposizione. Infatti definiamo competenza come la capacità da parte del corso d’acqua di trasportare massi di determinate dimensioni essa si esprime come la massima dimensione trasportabile ad una certa velocità . Avremo quindi un peso limite che il fiume può trasportare proporzionale alla sesta potenza della velocità , riferito al singolo clasto, e un calibro limite, anche esso riferibile al singolo clasto , proporzionale alla terza potenza della velocità.

Un diagramma che bene delinea i rapporti tra la velocità e la dinamica interna fluviale è il DIAGRAMMA DI HJULSTROM

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in esso si può vedere come all’aumentare della granulometria vi è necessità di una maggiore velocità per effettuare il trasporto come anche il prelievo , particolarità di tale diagramma è quella che nell’ambito di una granulometria molto fine sia richiesta un’elevata velocità per prendere in carico le particelle ultrafini ciò è dovuto al fatto che talli particelle sviluppano forze ioniche di adesione-coesione che devono essere vinte per essere prese in carico, ma una volta prese in carico vengono trasportare anche con un’energia prossima a zero.

 

ALCUNE FORME TIPICHE

Tra le forme tipiche ed evidenti di un paesaggio fluviale è facile notare i conoidi alluvionali ovvero grandi accumuli di detrito a forma di ventaglio con vertice verso monte che si riscontrano nella zona di raccordo tra la zona montana e pedemontana dovute alla deposizione incentivata dalla diminuzione dell’inclinazione e quindi della velocità ( ricordare che Vm = C√(RI)   ).  spesso su tali ammassi detritici si ritrovano strutture antropiche che sfruttano la classazione granulometrica di tale depositi ,dovuta alla deposizione selettiva per decremento dell’energia fluviale, che permette l’esistenza di pozzi da cui trarre acqua.

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Altre tipiche forme son le  marmitte dei giganti o caldaie di evorsione  ovvero fessurazioni dovute alla corrosione esercitata da ciottoli presi in carico da moti turbolenti che vorticando provocano un approfondimento del foro .

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MODALITA DI EROSIONE E PROFILO DI EQUILIBRIO DI UN CORSO D’ACQUA

Riprendendo il concetto di energia fluviale possiamo introdurre un aspetto fondamentale nello studio dell’interazione tra le acque incanalate ed il paesaggio , quello dell’erosione regressiva. Infatti ipotizzando un’attività di erosione e di incisione in un determinato punto nel profilo longitudinale di un corso d’acqua possiamo immaginare che con l’abbassarsi del letto avrò una diminuzione della pendenza in quel punto in cui l’energia totale sarà pari a quella necessaria allo scorrimento e al trasporto mentre nel tratto adiacente verso monte avrò un aumento della pendenza e quindi un inizio di attività di incisione, cosi facendo ho un progredire dell’erosione verso monte. Tale fenomeno si manifesta palesemente nei pressi delle cascate dove con il tempo ho un erosione che tende a demolire il fronte di una cascata anticipandolo favorendo la formazione di più salti o gradini noti come rapide fino a livellare l’intero tratto. Estendendo nel tempo e nell’intero corso del fiume tale concetto  possiamo quindi ipotizzare un profilo ideale a cui il corso d’acqua stesso tenderebbe ad arrivare se non vi fossero modificazioni esterne come ad esempio movimenti isostatici , tettonici , variazioni di portata , variazioni di portata solida e variazioni del livello di base (quest’ultimo è rappresentato dal punto più basso del bacino idrogeografico e quindi soventemente dal mare). Questo profilo ideale avrebbe energia totale uguale all’energia necessaria per vincere gli attriti e permettere lo scorrimento, ma non sufficiente per prendere in carico ulteriore materiale.

Etot = Ed                   En = 0

In sostanza possiamo riassumere dicendo che un fiume modifica costantemente le sue pendenze tendendo a regolarizzare i rilievi e a raggiungere un profilo longitudinale in cui non si hanno più processi di erosione. La linea che descrive tale profilo è una linea curva con concavità verso l’alto , in tal modo anche se la portata aumenta andando verso valle per opera di affluenti l’energia totale non sovrasta mai quella necessaria al semplice trasporto e scorrimento poiché ho un diminuire della pendenza. Ovviamente nella realtà molteplici sono le modificazioni che portano alla variazione delle pendenze, oltre alla tettonica abbiamo la variazione del livello di base , infatti ipotizzando un abbassamento del livello del mare si avrà un aumento della pendenza nell’intero profilo e quindi vi sarà un erosione regressiva , mentre un innalzamento del livello marino provocherà una deposizione alla foce che si protenderà fin dentro il mare.

 

ANTECEDENZA DELLA TESTATA E CATTURA FLUVIALE

Grazie al fenomeno dell’erosione regressiva un fiume è in grado di retrocedere anche alla fonte andando ad intercettare in alcuni casi altri corsi d’acqua causando cosi un fenomeno di cattura fluviale.

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Un esempio tra i più studiati fu quello del Tanaro che in epoche passate subì una deviazione ad opera di una cattura fluviale che lo portò a compiere il percorso attuale che passa per Alessandria ( rimando a letture specializzate sul caso, che non può essere qui affrontato in tutta la sua interezza nonostante l’elevato grado di interesse scientifico che esso suscita). Fenomeni di cattura fluviale possono tuttavia aver luogo anche per erosione laterale ad opera di un fiume a quota più elevata rispetto ad un altro in prossimità , il primo erodendo lateralmente potrebbe rompere i propri argini e riversarsi nel secondo a quota più bassa.

FORME DI DEPOSIZIONE

Tra le formazioni di deposito fluviale troviamo in primo luogo gli argini stessi di un corso d’acqua, formatesi per il susseguirsi di inondazioni che provocano la deposizione su un vasto areale di materiale detritico e un successivo ritorno alla portata di magra ,che provoca un incisione del letto che sarà quindi incastonato tra i depositi alluvionali ( argini ).   Come già citato questo modo di operare dei fiumi da vita in prossimità di essi di pianure alluvionali composte da materiale detritico depositato nei momenti di piena . Il cambiamento della portata o del livello di acqua talvolta può portare a fenomeni di erosione laterale e  una volta ritornato al livello originario posso avere quindi delle scarpate sopraelevate rispetto al pelo d’acqua che vengono chiamate terrazzi fluviali .Altra possibile formazione di un terrazzo fluviale è quella di una diminuzione della portata ed aumento della pendenza che provoca un incisione all’interno del letto originario del fiume , in tutti i casi generalmente i terrazzi più alti sono anche i più antichi.

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VALLI FLUVIALI

Una valle fluviale è un articolato complesso di acque incanalate con morfologie varianti dalla sorgente alla foce, solitamente presentano una sezione trasversale a V dovuta all’attività di incisione propria dei corsi d’acqua. Interessante è quindi analizzare le tipologie morfologiche che si incontrano procedendo in senso longitudinale verso il mare , infatti inizialmente essendoci grandi pendenze abbiamo corsi di piccola portata ma con grande velocità ed attività incisiva ovvero i torrenti montani ad andamento lineare , in zona pedemontana invece ho una diminuzione della pendenza con formazione di conoidi alluvionali ed un aumento della portata dovuto al confluire di più affluenti, l’andamento in zona pedemontana ovvero in pianure alluvionali è caratterizzato da morfologie a canali intrecciati in cui barre di sedimento dividono il letto creando un intrecciarsi di canali.

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Procedendo sempre più verso il mare  possiamo notare una morfologia a meandri in cui il fiume acquista una notevole sinuosità e svolge numerose curve in cui abbiamo un’attività erosiva nella parte concava e di deposito nella parte convessa

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tale fenomeno può portare al salto del meandro in cui un meandro erodendo sempre più può incontrare il suo stesso corso tagliando il meandro stesso.

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CICLO “VITALE” (DI EROSIONE) DI UN CORSO D’ACQUA

La teoria del ciclo di erosione ideata da William Morris Davis da un’idea generale dell’andamento temporale di un ambiente fluviale. Secondo tale teoria abbiamo 3 fasi temporali :

GIOVINEZZA = caratterizzata da corsi d’acqua con forti pendenze ad attività incisiva .Spesso sono presenti gole , forre e cascate con forti dislivelli

MATURITA  = con il passare del tempo i versanti tendono a svasarsi e attraverso fenomeni di cattura fluviale si sviluppa una rete idrografica complessa

VECCHIAIA = in essa le forme del paesaggio appaiono morbide e i rilievi sono regolarizzati , l’energia totale è pari a quella necessaria per il trasporto e lo scorrimento, fino ad arrivare al totale spianamento ad opera delle acque dilavanti , ho quindi un penepiano.

tuttavia bisogna ricordare che eventi tettonici possono riportare ad un ringiovanimento del bacino imbrifero aumentando le pendenze tramite sollevamenti isostatici.

 

 

 

Mi scuso per non aver trattato con minuziosità gli argomenti , l’articolo è indirizzato ad un primo approccio alla morfologia fluviale e all’idrologia.