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Evaporazione ` E il flusso di vapore acqueo che viene trasferito dal bacino all’atmosfera. Definizione: il tasso di evaporazione o velocit` a di evaporazione ` e l’altezza di acqua liquida che viene evaporata nell’unit` a di tempo. Ha le dimensioni di una lunghezza diviso un tempo, ed ` e in genere espressa in mm/giorno. Il tasso di evaporazione pu` o essere medio o istantaneo. Le gocce d’acqua meteorica che arrivano al suolo (vegetato e non), o ai corpi idrici, hanno gi` a subito l’evaporazione nei vari processi di formazione della precipitazione. Dopo che la pioggia ha raggiunto il suolo (includendo in esso anche la vegetazione e i corpi idrici), l’evaporazione ha ancora luogo: da volumi d’acqua raccolti dagli apparati fogliari per intercezione da volumi d’acqua del velo idrico superficiale (detenzione superficiale) da volumi d’acqua delle depressioni superficiali einvasati nella rete idrogra- fica e nei corpi idrici dal suolo spoglio di vegetazione (alimentata dal contenuto idrico del suolo) dal suolo vegetato (la vegetazione libera vapore acqueo attraverso la traspi- razione) Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 1 / 20 ) Il potere evaporante dell’atmosfera Rappresenta la capacit` a dell’atmosfera ad accogliere vapore acqueo: esso ` e pro- porzionale alla differenza fra umidit` a (assoluta) di saturazione ρ vs ed umidit` a (assoluta) ρ v dell’aria all’interfaccia suolo-atmosfera: ρ vs - ρ v . Ci si pu` o riferire in modo equivalente alla differenza fra tensione (o pressione) di vapore saturo p vs e la tensione di vapore p v : p vs - p v . Legge di Dalton (1802) approssimata (r ` e l’umidit` a relativa): E = K (p vs - p v )= Kp vs (T )(1 - r ) Legge di Tetens (1930), T ` e in Celsius: p vs (T ) = 611 exp 17.27T 237.3+ T [Pa] Legge dei gas ideali,T` e in Kelvin, R ` e la costante del gas aria secca: p v =1.61ρ v RT p vs =1.61ρ vs RT r = ρ v ρ vs = p v p vs La pressione di vapore saturo cresce con la temperatura (dalla legge di Tetens). Per la legge di Dalton, si evince anche: il potere evaporante dell’atmosfera aumenta con la temperatura Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 2 / 20 )

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Evaporazione

E il flusso di vapore acqueo che viene trasferito dal bacino all’atmosfera.

Definizione: il tasso di evaporazione o velocita di evaporazione e l’altezza diacqua liquida che viene evaporata nell’unita di tempo. Ha le dimensioni di unalunghezza diviso un tempo, ed e in genere espressa in mm/giorno.

Il tasso di evaporazione puo essere medio o istantaneo.

Le gocce d’acqua meteorica che arrivano al suolo (vegetato e non), o ai corpi idrici,hanno gia subito l’evaporazione nei vari processi di formazione della precipitazione.

Dopo che la pioggia ha raggiunto il suolo (includendo in esso anche la vegetazionee i corpi idrici), l’evaporazione ha ancora luogo:

da volumi d’acqua raccolti dagli apparati fogliari per intercezione

da volumi d’acqua del velo idrico superficiale (detenzione superficiale)

da volumi d’acqua delle depressioni superficiali e invasati nella rete idrogra-fica e nei corpi idrici

dal suolo spoglio di vegetazione (alimentata dal contenuto idrico del suolo)

dal suolo vegetato (la vegetazione libera vapore acqueo attraverso la traspi-razione)

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Il potere evaporante dell’atmosfera

Rappresenta la capacita dell’atmosfera ad accogliere vapore acqueo: esso e pro-porzionale alla differenza fra umidita (assoluta) di saturazione ρvs ed umidita(assoluta) ρv dell’aria all’interfaccia suolo-atmosfera: ρvs − ρv .Ci si puo riferire in modo equivalente alla differenza fra tensione (o pressione) divapore saturo pvs e la tensione di vapore pv : pvs − pv .• Legge di Dalton (1802) approssimata (r e l’umidita relativa):

E = K (pvs − pv ) = Kpvs(T )(1− r)

• Legge di Tetens (1930), T e in Celsius:

pvs(T ) = 611 exp

[17.27T

237.3 + T

][Pa]

• Legge dei gas ideali, T e in Kelvin, R e la costante del gas aria secca:

pv = 1.61ρvRT pvs = 1.61ρvsRT ⇒ r =ρvρvs

=pv

pvs

La pressione di vapore saturo cresce con la temperatura (dalla legge di Tetens).Per la legge di Dalton, si evince anche:

il potere evaporante dell’atmosfera aumenta con la temperaturaIdrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 2 / 20 )

Fattori che influenzano l’evaporazione da specchi d’acqua

Quota: all’aumentare della quota diminuisce il potere evaporante dell’at-mosfera (perche diminuisce la temperatura e quindi ρvs)

Radiazione solare: essa fornisce l’energia per la trasformazione di fase daliquido (acqua) o solido (ghiaccio, neve) a gas (vapore). L’evaporazionecresce all’aumentare della radiazione solare.Metodo del bilancio energetico.

Velocita del vento: esso favorisce a) il processo di diffusione del vapo-re verso l’alto, b) il ricambio dell’aria all’interfaccia che tende a saturarsi.All’aumentare della velocita del vento aumenta l’evaporazione.Metodo aereodinamico.

Fetch, ovvero la lunghezza del lago misurata lungo la direzione del ven-to. A fetch maggiori corrisponde una diminuzione dell’evaporazione, per ladiminuita capacita di ricambio dell’aria dovuta al vento.

Gradiente verticale di temperatura. Forti gradienti favoriscono l’instau-rarsi di moti convettivi che facilitano il trasporto verticale di vapore acqueo

Ovviamente, negli specchi d’acqua, l’implicita condizione di disponibilta diacqua non costituisce fattore limitante per l’evaporazione.

Evaporimetri: strumenti utilizzati per la misura dell’evaporazione.Idrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 3 / 20 )

Ordini di grandezza dell’evaporazione da specchi d’acqua

Laghi alpini (2500 m.s.l.m.) 150 mm/anno

Zone tropicali 3000 mm/anno

Mar Morto 2400 mm/anno

Zone mediterranee 1000-1500 mm/anno

Sardegna 1500 mm/anno in pianura, 1000 mm/anno in zone mon-tuose

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Evaporazione: formule pratiche ricavate da evaporimetri

Lugeon. (evaporimetro Piche) Evaporazione mensile in mm/mese:

E = 0.398n[pvs(T )− pv ]273 + T

273

760

B − pv

La pressione pvs , pv ,B e espressa in millimetri di mercurio.

Servizi URSS. (piccoli specchi d’acqua) Evaporazione mensile in mm/mese:

E = 0.15n[pvs(T )− pv ](1 + 0.072V )

La pressione pvs , pv e espressa in millibar.

n = numero di giorni del meseT = temperatura media mensile in Celsiuspv , pvs = pressione di vapore e di vapore saturo all’interfacciaB = media mensile della pressione barometrica

V = velocita media del vento in m/s a 2 m. dalla superficie dell’acqua

Evaporazione da specchi d’acqua estesi

L’evaporazione si stima moltiplicando per 0.6-0.8 le misure fornite da unevaporimetro o l’evaporazione stimata da formula ricavata da evaporimetri.

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Evaporazione da suolo spoglio di vegetazione

Il suolo contiene normalmente dell’acqua nelle sue porosita.

L’evaporazione dal suolo e alimentata dal contenuto idrico dello strato piusuperficiale.

Il contenuto idrico del suolo puo costituire un fattore limitante perl’evaporazione: infatti l’evaporazione cessa quando esso e pari o minoredel contenuto igroscopico (2-5 % in volume).

L’evaporazione da suolo spoglio di vegetazione dipende:

dai fattori che influenzano l’evaporazione da specchi d’acqua

dal contenuto idrico del suolo (e dalla capacita di ricambio: exfiltra-zione)

L’evaporazione dal suolo saturo spoglio di vegetazione si esprime in per-centuale della evaporazione che si avrebbe da uno specchio d’acqua.Esempio: sabbie fini 100 %, marne 90%, argille 75-85 %.

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I mezzi porosi

Il suolo ed il sottosuolo sono generalmente mezzi porosi: fra i grani dimateriale solido rimangono dei vuoti, per gran parte interconnessi ecomunicanti, che possono contenere dell’acqua.

Consideriamo un volume VT di suolo. Esso sara costituito da un volumeVg dei grani e un volume Vv dei vuoti: VT = Vg + Vv . Definiamo:

Porosita η = VvVT

: e il rapporto fra il volume dei vuoti (disponibili) eil volume totale del mezzo poroso.

Umidita del suolo (o contenuto idrico) θ = VwVT

: rapporto fra ilvolume d’acqua Vw contenuto nel suolo e il volume totale del mezzoporoso. Vale sempre la relazione 0 ≤ θ ≤ η

θ = η il suolo e saturo (i vuoti sono completamente riempiti d’acqua)

θ < η il suolo e non saturo (i vuoti sono riempiti in parte d’acqua ein parte d’aria)

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Alcuni riferimenti sul contenuto idrico del suolo

θ = η Saturazione tutte le porosita sono riempite d’acqua.

θ = θc Capacita di campo o capacita di ritenzione: e la massimaquantita d’acqua che un terreno perfettamente drenato e ben irrigatoriesce a trattenere all’azione gravitazionale.

θ = θa Punto di appassimento: rappresenta il minimo contenutoidrico del suolo, al di sotto del quale l’apparato radicale non e in gradodi estrarre acqua dal suolo. Se permane una condizione di contenutoidrico inferiore al punto di appassimento la pianta appassisce e muore.

θ = θi Contenuto igroscopico: rappresenta il contenuto idrico delsuolo, al di sotto del quale cessa qualsiasi attivita di evaporazione.(il contenuto igroscopico θi e in genere circa pari al 2% ÷ 4% involume).

Valgono in genere le seguenti diseguaglianze:

θi < θa < θc < η

Alcuni autori hanno proposto inoltre la seguente relazione: θc ≈ 2θaIdrologia - A.A. 17/18 - R. Deidda Cap 4 - Evaporazione ( 10 / 20 )

Traspirazione

E il processo di scambio d’acqua nella forma di vapore dal bacino versol’atmosfera, effettuato dalla vegetazione.

Definizione: il tasso di traspirazione e l’altezza di acqua liquida che vienetraspirata nell’unita di tempo. Ha le dimensioni di una lunghezza divisoun tempo.

Le radici attingono acqua dal suolo (dalla profondita di qualche centimetrosino a diversi metri). L’acqua viene trasportata sino alle foglie. Gli stomi(piccole cavita o pori superficiali posti sulle foglie) permettono l’evapo-razione dell’acqua su una superficie molto maggiore della superficie dellefoglie.

La traspirazione dipende da:

1 Potere evaporante dell’atmosfera2 Tipo di vegetazione, sviluppo vegetativo, apertura degli stomi (che ha

cicli giornalieri e stagionali, dipendenti anche dalla luce, dal calore,dall’umidita dell’aria)

3 Contenuto idrico del suolo. Se scarso, puo essere un fattore limitante.

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Evapotraspirazione - I

Evapotraspirazione: spesso ha interesse valutare il flusso complessivod’acqua allo stato di vapore che passa dal bacino all’atmosfera per effet-to sia della traspirazione della vegetazione che della evaporazione dalterreno e dalle superfici d’acqua nel bacino invasate nelle diverse forme(depressioni e detenzione superficiale, rete idrografica, intercezione).

Definizione: il tasso di evapotraspirazione e l’altezza di acqua liquidache viene complessivamente traspirata dalla vegetazione ed evaporata dalsuolo e dalle superfici d’acqua nell’unita di tempo.Ha le dimensioni di una lunghezza diviso un tempo.In genere si valuta l’evapotraspirazione media in un intervallo di tempo.

Il lisimetro e un apparato per la misura dell’evapotraspirazione: e unrecipiente interrato, con pareti laterali e di fondo impermeabili, ripienodi terreno con eventuale coltura o vegetazione. In esso si puo riprodurreartificialmente una falda freatica. Stima indiretta dell’evapotraspirazione:ET = P−D−∆V , dove P e l’afflusso meteorico, D e il deflusso uscente,∆V la variazione del volume d’acqua invasato (valutato con una pesa).

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Evapotraspirazione - II

ET : Evapotraspirazione (reale). Talvolta detta anche evapotraspirazioneattuale. E il risultato della interazione suolo-vegetazione-atmosfera, ed equella che realmente avviene. Dipende da:

1 potere evaporante dell’atmosfera;2 vegetazione (tipo, sviluppo e stadio vegetativo);3 contenuto idrico del suolo.

ETp: Evapotraspirazione potenziale. E l’evapotraspirazione che avvie-ne quando il contenuto idrico del suolo non costituisce fattore limitan-te per essa. La disponibilita d’acqua nel suolo e almeno pari alla quan-tita d’acqua che il sistema suolo-vegetazione-atmosfera e in grado di fareevaporare. Dipende solo da 1 (pot. evap. atmosf.) e 2 (vegetazione).

ET ≤ ETp

ETp0: Evapotraspirazione potenziale di riferimento. E l’evapotraspira-zione da una copertura erbosa fitta ed uniforme bene irrigata, alta 8-15 cm,in fase di crescita. Ci si riferisce ad essa per eliminare la dipendenza dalpunto 2 (vegetazione). ETp0 dipende solo dalle condizioni climatiche.

Si stima per primo ETp0, quindi ETp, infine ET .

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Evapotraspirazione - III

Stima di ETp0: Evapotraspirazione potenziale di riferimento.Esistono alcuni metodi e formule per la stima in funzione di parametriambientali.

Stima di ETp: Evapotraspirazione potenziale.Gli agronomi la ottengono moltiplicando ETp0 per un coefficiente che di-pende da:- tipo di coltura- stadio dello sviluppo vegetativo

Stima di ET : Evapotraspirazione reale.Dipende dal contenuto idrico θ del suolo:- ET = ETp se θ ≥ θd- ET = αETp se θ < θd

L’attivita vegetativa delle piante si riduce quando il contenuto idrico delsuolo θ diventa inferiore al valore critico θd , e cessa completamente al disotto del punto di appassimento (θw ).

Il valore di α, sempre compreso fra 0 e 1, si ottiene da espressioni analitichedel contenuto del suolo θ.Un esempio e riportato in Figura 4.4.3 (α = ET (θ)/ETp = f (θ)).

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Evapotraspirazione - Formule pratiche: Turc (1954)

Fornisce direttamente l’evapotraspirazione reale (ET) media annua in mm:

ET =P√

0.9 + (P/L)2dove L = 300 + 25Ta + 0.05T 3

a

ET = evapotraspirazione reale media annua (climatologica) in mm

P = altezza di precipitazione media annua in mm

Ta = temperatura media annua in Celsius

E stata ricavata da Turc dall’esame di oltre 250 bacini in diverse zone del globo.Sulla base di una analisi di 192 bacini in Sicilia, Santoro (1970) ha proposto laseguente modifica per calcolare L (validita 10oC < Ta < 18oC ):

L = 586− 10Ta + 0.05T 3a

NOTA: Talvolta P e Ta, e di conseguenza anche ET , anziche essere riferite avalori climatologici (medie su diversi anni), vengono riferite ad un preciso annoidrologico (dal 1 Ottobre al 30 Settembre)

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Evapotraspirazione - Formule pratiche: Thornthwaite

Non fa distinzione per il tipo di coltura, fornisce direttamente ETp.Evapotraspirazione potenziale media mensile in mm/mese:

(ETp)i = 16.2bi

(10Ti

I

)a

(ETp)i = evapotraspirazione potenziale nel mese i

Ti = temperatura media in Celsius registrata nel mese i per il qualesi vuole la stima di ETp

bi = parametro che dipende dal numero medio di ore di insolazionegiornaliera e dal numero di giorni nel mese i . Fissata la latitudine,per ogni mese i il valore bi e fornito dalla Tabella 5.9 Bras.

I = indice termico annuale. E funzione delle medie delle tempera-ture storiche mensili Tm nella localita:

I =12∑

m=1

(Tm

5

)1.51

a = 0.5 + 0.016I

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Tabella per calcolo bi della formula di Thornthwaite

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Evapotraspirazione - Formule pratiche: Blaney e Criddle

Evapotraspirazione potenziale di riferimento media mensile inmm/mese:

(ETp0)i = [kp (0.46Ti + 8)− 2] ni

(ETp0)i = evapotraspirazione potenziale di riferimento nel mese i

ni = numero di giorni nel mese i

Ti = temperatura media in Celsius registrata nel mese i per il qualesi vuole la stima di ETp0

k = parametro che dipende dal minimo di umidita relativa, velocitamedia del vento in m/s nelle ore diurne, rapporto fra durata effettivae durata teorica dell’insolazione. Tabella 4.9 Moisello.

p = media mensile della durata astronomica del giorno, espressa inpercentuale del totale di ore diurne dell’anno (pari a 4380 = 12*365):

p =N

4380100

N (media mensile della durata astronomica del giorno in ore) e fornitodalla Tabella 4.7 Moisello.

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Tabelle per la formula di Blaney e Criddle

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