Capitolo 2 Geomorfologia fluviale applicata al bacino
dell'Ombrone Pistoiese .
Per la valutazione del trasporto solido globale annuo del bacino imbrifero dell’Ombrone Pistoiese è stata usata la formula:
u
D
T
=
1
,
05954
+
2
,
7987
⋅
log
+
0
.
13985
⋅
Δ
alog
(Ciccacci et al.,1980) Dove:
Tu = Trasporto torbido (o in sospensione) per unità di superficie nell’anno⎢⎣⎡ 2⎥⎦⎤
Km ton
= Δa
D = Densità di drenaggio
Indice di anomalia gerarchica
Questa relazione , già usata per uno studio del bacino del torrente Paglia (Appennino centrale) , collega la determinazione del trasporto in base a caratteristiche geomorfologiche del bacino .
Dalla pubblicazione “ Contributo dell ‘ analisi geomorfica quantitativa alla valutazione dell’ entità dell’ erosione nei bacini fluviali” (Ciccacci et al.,1980): <<[…] è stato esaminato e discusso il parametro deflusso torbido unitario (Tu), quale indice dell'intensità dei processi erosivi fluviali, e sono stati considerati alcuni parametri che si ritiene possano esprimere nel modo più sintetico e completo possibile i principali fattori dell'erosione stessa. Tali parametri sono: gli indici pluviometrici p2/P e P⋅σ , i gradienti medi di pendio dei segmenti fluviali (θ), la densità di drenaggio (D), l’indice e la densità di anomalia gerarchica (ga e Δa).Per poter evidenziare le eventuali relazioni esistenti tra questi ultimi parametri ed il Tu, sono stati presi in esame 14 bacini idrografici italiani, che costituiscono un campione indubbiamente limitato ma sufficientemente rappresentativo delle condizioni fisiografichc riscontrabili in varie regioni della nostra penisola; di ciascuno di questi bacini, sotteso almeno da una stazione torbiometrica, sono state studiate le caratteristiche climatiche, geologiche e geomorfologiche essenziali, I valori del trasporto torbido e quelli dei parametri geomorfici prescelti, relativi a tutti i bacini esaminati, sono stati messi a confronto fra loro. Inizialmente si è cercato di evidenziare le relazioni semplici che legano i valori di Tu a ciascuno dei suddetti parametri; quindi si è proceduto all'individuazione di regressioni multiple che legassero il Tu ad almeno due dei parametri considerati. Alcune delle equazioni cosi
ottenute presentano dei coefficienti di determinazione (r1) molto elevati e, se da un lato possono
ancora essere migliorate e completate con ulteriori estensioni e approfondimenti dell'indagine, dall'altro si presentano già allo stato attuale abbastanza soddisfacenti. Esse costituiscono un mezzo molto utile da un punto di vista pratico, permettendo di calcolare il trasporto torbido in un dato bacino, attraverso la determinazione di alcuni parametri gcomorfici; al tempo stesso forniscono valide indicazioni quantitative indirette sull'entità dei processi erosivi che concorrono a fornire materiali ai corsi d'acqua, e ciò tenendo conto che il trasporto torbido — pur con i suoi limili di rappresentatività — costituisce l'unico dato attualmente disponibile per un'analisi estensiva, derivando da misurazioni sistematiche eseguite in un discreto numero di bacini fluviali, non solo in Italia ma anche nel resto del mondo>>.
Per poter applicare la formula e comprendere meglio gli studi che l’hanno determinata è opportuno richiamare alcuni concetti base della geomorfologia fluviale , dopodichè saranno illustrati i risultati ottenuti nell’applicazione al caso specifico.
2.1 L’ approccio quantitativo in geomorfologia fluviale
Per lungo tempo lo studio delle forme del rilievo si è basato su osservazioni di tipo puramente descrittivo, senza prevedere l'utilizzo di metodi quantitativi. A differenza di quanto è avvenuto per alcune discipline affini, quali la climatologia e l'idrologia, lo studio delle forme del paesaggio e dei processi geomorfologici è stato affiancato dall'analisi quantitativa e dall' uso di metodi statistico-matematici soltanto a partire dagli anni Cinquanta.
Tra i vari settori della geomorfologia, il primo a giovarsi delle potenzialità di un approccio quantitativo è stato quello fluviale. Il più consistente impulso alle analisi di tipo quantitativo coincide con la pubblicazione sul Bollettino della Società Geologica Americana di un articolo di
HORTON (1945) sull'analisi dei fenomeni erosivi nei bacini fluviali, che definisce una serie di
parametri fisiografici misurabili ai fini della valutazione dell'entità dei processi di erosione.
Negli anni precedenti il lavoro di Horton si era comunque manifestato un crescente interesse per la misura di parametri fisici; sono documentate, infatti, installazioni di stazioni sperimentali per misure dirette sul terreno dell'erosione e sperimentazioni di metodi finalizzati alla riproduzione di processi naturali in laboratorio; alcuni studiosi avevano dunque già posto le basi peri il futuro sviluppo di metodi quantitativi nelle ricerche di geomorfologia fluviale (GILBERT,
1914;HJULSTROM, 1935;RUBEY, 1938).
HORTON (1945) utilizzò un approccio di tipo idrologico nell'analisi dell'entità dell'erosione fluviale.
potevano essere misurati, in parte sulle carte topografiche e in parte sul terreno. Tra questi, ad esempio, l'ordine gerarchico, la densità di drenaggio e la frequenza delle aste fluviali, parametri che furono impiegati in una serie di relazioni matematiche volte alla valutazione quantitativa della capacità di infiltrazione delle acque superficiali, del tasso di erosione etc.
Successivamente i concetti e le definizioni di Horton furono ripresi e approfonditi da MACKIN (1948) e STRAHLER (1950,1952a, 1952b, 1954, 1956, 1958, 1963, 1975). In particolare, quest'
ultimo analizzò le proprietà lineari delle reti idrografiche, le proprietà areali dei bacini idrografici e le caratteristiche del rilievo, intro-ducendo l'applicazione di tecniche statistiche. Strahler definì le linee guida per uno sviluppo della geomorfologia su basi dinamiche e quantitative, attraverso leggi e modelli matematici con i quali fosse possibile spiegare le cause dei processi geomorfologici e analizzare l'evoluzione delle forme del rilievo.
2.2 Gerarchizzazione dei reticoli idrografici
I bacini idrografici possono essere studiati dal punto di vista morfometrico , cioè attraverso la definizione delle loro caratteristiche geometriche. A tal fine Strahler individua tre tipi di parametri per la descrizione morfometrica di un bacino idrografico: a) lineari, b) areali, e) del rilievo.
I parametri che descrivono le proprietà lineari comprendono la lunghezza (intesa come proiezione su un piano orizzontale), il numero e l'ordine gerarchico dei corsi d'acqua; la larghezza delle aste fluviali viene invece generalmente considerata infinitesima.
I parametri che descrivono le proprietà areali sono rappresentati dalle aree superficiali dei bacini (proiettate su un piano orizzontale); includono anche la descrizione della forma dei bacini stessi. I parametri che descrivono le proprietà del rilievo sono costituiti dalla quota di determinati punti del bacino idrografico, dal dislivello fra due punti dati, dalle pendenze delle aste fluviali e dei versanti.
I parametri suddetti influenzano in modo determinante le modalità e l'intensità dei processi di erosione, trasporto e sedimentazione fluviali.
La geometria e lo stato di organizzazione di un reticolo idrografico possono essere espresse quantitativamente mediante una serie di parametri, quali l'ordine gerarchico delle aste fluviali, il rapporto di biforcazione, il rapporto, biforcazione diretto, l'indice di biforcazione numero, l'indice e la densità di anomalia gerarchica. Tali parametri, che verranno di seguito definiti, sono strettamente dipendenti dalle caratteristiche litologiche, tettoniche, morfologiche, climatiche e vegetazionali dei
bacini idrografici considerati e pertanto possono rendere conto dei processi erosivi in atto e potenziali..
Figura 1 – rappresentazione schematica della parte alta di un bacino idrografico
2.2.1 Ordine gerarchico
L’ordine gerarchico (u) dei corsi d'acqua costituisce una proprietà lineare di un sistema fluviale. II
reticolo idrografico può essere suddiviso in segmenti o aste fluviali ai quali viene attribuita una gerarchia (HORTON, 1945 STRAHLER, 1952b). Ogni segmento senza affluente , cioè alimentato
soltanto dal ruscellamento diffuso e/o da sorgenti, costituisce un elemento di primo ordine. Dalla confluenza di due segmenti di 1° ordine si origina un'asta fluviale d 2° ordine ; dalla confluenza di due segmenti di 2° ordine si ottiene un elemento d 3° ordine e così via (STRAHLER,1952b). Qualora
un segmento di ordine (u) incontri un segmento idi ordine successivo (u+ 1, u + 2 etc.), non si verifica l'incremento di ordine gerarchico (fig.21).
Un bacino idrografico si dice perfettamente gerarchizzato quando ogni asta (u) confluisce in un asta di ordine immediatamente superiore (u+ 1).
Figura 2 – Esempio gerarchizzazione di un sottobacino
2.2.2 Parametri relativi alle anomalie gerarchiche
Per confrontare l'organizzazione gerarchica di bacini idrografici diversi si è rivelato opportuno analizzare la distribuzione delle confluenze anomale nei vari ordini e pertanto sono stati introdotti alcuni parametri significativi (AVENA et al., 1967) che vengono di seguito descritti.
II numero di anomalia gerarchica (G ),corrisponde al numero minimo di segmenti di primo ordine necessari a rendere il reticolo idrografico perfettamente gerarchizzato (AVENA et al., 1967).
Per confrontare bacini con aree diverse si ricorre invece alla densità di anomalia gerarchica (ga)
definita come il rapporto tra il numero di anomalia gerarchica (G ) e l'area del bacino (A):
A G g a
a =
Bassi valori di ga si riferiscono a bacini caratterizzati da reticoli ben organizzati, dove i processi di
erosione sono prevalentemente di tipo lineare, cioè ad opera delle acque incanalate mentre l'erosione areale risulta subordinata può affermare il contrario per alti valori di ga (>30) che
Figura 3 – Individuazione dei segmenti o aste anomale
Infine, si ha l’indice di anomalia gerarchica(Δ ) che è dato dal rapporto tra il numero di anomalia a gerarchica (Ga) e il numero di elementi di primo ordine del reticolo (N1)
Questo parametro risulta più sensibile del precedente agli effetti della neotettonica; ad un maggiore effetto di quest' ultima corrisponde infatti valori più alti di questo indice.
I
n generale, comunque, valori bassi dei parametri relativi alle anomalie gerarchiche si riscontrano in bacini con una buona organizzazione gerarchica, mentre valori alti sono tipici di bacini caratterizzati dalla presenza di terreni argillosi e/o da una scarsa copertura vegetale e/o da un'intensa attività neotettonica.2.3 Morfometria dei bacini idrografici
Sono stati definiti da vari autori una serie di parametri che esprimono quantitativamente le caratteristiche morfometriche dei bacini idrografici. Alcuni di questi, che verranno di seguito descritti, risultano particolarmente significativi nello studio dei processi erosivi, in generale, e nella valutazione quantitativa dell'erosione, in particolare.
2.3.1 Lunghezza dei corsi d’acqua
La lunghezza dei corsi d'acqua può essere misurata sulle carte attraverso appositi misuratori di distanze meccanici e digitali. La lunghezza : media delle aste fluviali ( L
u ) di un dato ordine
a si esprime come il rapporto tra la sommatoria
delle lunghezze dei segmenti di quell' ordine e il numero di segmenti appartenenti allo stesso ordine (HORTON,1945): u u u N L L =
∑
HORTON (1945) e STRAHLER (1952b) notarono che la lunghezza media delle aste fluviali di ciascun
ordine aumentava costantemente all'aumentare del numero d'ordine gerarchico secondo un rapporto
di lunghezza (RL) costante (fig. 7.6), dato Gialla relazione:
1 − = u u L L L R u L
dove rappresenta la lunghezza media dei segmenti di un dato ordine u. È stato osservato che il
rapporto di lunghezza tende ad assumere un valore costante per ciascun bacino di drenaggio.
Altri parametri sono stati introdotti allo scopo di definire dal punto di vista quantitativo la forma di un bacino di drenaggio. Tra questi il rapporto di allungamento (Re ) che consiste nel rapporto tra il
diametro (d) di un cerchio avente la stessa area del bacino considerato e la lunghezza massima del bacino (L) misurata nella direzione dell'asta principale (SCHUMM,1956):
7.6. Relazioni tra numero di ordine gerarchico lunghezza media delle aste fluviali in diversi bacini idrografici americani. Per ciascun bacino è indicato il rapporto di lunghezza
(
RL) .I
numeri a fianco di ogni punto indicano il numero di ordine gerarchico (ridisegnato da STRAHLER,I952b).
Figura 4
L d Re=
Dal punto di vista teorico Re risulta compreso tra O e 1 ; valori prossimi a 1 si ottengono per bacini
la cui forma è pressoché circolare, mentre valori più bassi si riferiscono a bacini con forma allungata; appare evidente che O è un valore lìmite puramente teorico.
Anche il rapporto dicircolarità (Rc), contribuisce alla descrizione delle forma del bacino; è dato dal rapporto tra l'area di un dato bacino (Ab) e l'area del cerchio (Ac) avente lo stesso perimetro del bacino (STRAHLER,1958): c b c A A R =
Questo parametro risulta maggiormente significativo qualora la direzione della lunghezza massima del bacino non corrisponda a quella del collettore principale.
2.3.2 Area dei bacini irografici
L'area di un bacino (A) può essere calcolata in vari modi; le misure più precise si ottengono
comunque utilizzando il planimetro. La relazione che intercorre tra l'area media dei bacini di un dato ordine gerarchico (Au) e l'ordine stesso è simile a quella sopra descritta per le lunghezze dei
corsi d'acqua (cfr. rapporto di lunghezza,
Infatti, il rapporto areale (Ra) (SCHUMM,1956) risulta dalla relazione: 1 − = u u a A A R Un altro parametro riguardante gli aspetti areali di un bacino è la frequenza dei corsi adacqua (F),
definita come il rapporto tra il numero di aste fluviali di un bacino (N) e l'area del bacino stesso (A) (HORTON,1945): A N F = 2.3.3 Densità di drenaggio
La densità di drenaggio (D). che correla una proprietà lineare di un bacino con una proprietà areale,
costituisce uno dei parametri morfometrici più significativi ai fini della valutazione quantitativa dell'erosione nei bacini fluviali poiché rende conto delle principali caratteristi che di un bacino; è definita come il rapporto tra lunghezza totale dei segmenti fluviali di un dato bacino (
∑
L) e l'area del bacino stesso (A (HORTON,1945):A L D=
∑
In particolare, la densità di drenaggio risulta direttamente proporzionale all'intensità delle precipitazioni e all'acclività dei versanti. Per quanto riguarda le caratteristiche litologiche esiste un rapporto di proporzionalità diretto coi l'erodibilità e inverso con la permeabilità dèi terreni affioranti. Inoltre, a parità di litotipo, terreni fratturati presentano generalmente valori di densità di drenaggio più elevati, a meno che le discontinuità non siano tali da con vegliare in profondità le acque di scorrimento superficiale. Relativamente alla copertura vegetale, la proporzionalità è inversa e, pertanto, a parità di altre condizioni, i valori più bassi si riscontrano laddove la vegetazione è più fitta. L'antropizzazione può avere, infine, un effetto diverso a seconda del tipo di intervento. Per esempio, ad un'ampia area edificata, caratterizzata da una rilevante superficie impermeabilizzata, corrispondono valori di densità di drenaggio relativamente bassi, mentre in seguito ad un'opera di diboscamento la densità di drenaggio può aumentare rapidamente (tab. fig. 25).
Dal punto di vista pratico, valori elevati di questo parametro sì rilevano per rocce calcaree interessate da fenomeni carsici che favoriscono l'infiltrazione preferenziale delle acque in cavità e/o
condotti. Più in generale, la variabilità della densità di drenaggio in relazione alle caratteristiche di credibilità e permeabilità di diversi litotipi è schematizzata in fig. 24.
Figura 5
Dal punto di vista numerico, valori compresi tra O e 4 km/km2 sono considerati bassi; valori medi sono compresi tra 4 e 6 km/km2 e valori alti tra 6 e 10 km/km2.
La densità di drenaggio viene rappresentata in carte specifiche, attraverso due tipi di rappresentazione, spesso coesistenti; si tratta di rappresentazioni a isolinee, ove curve di isodensità del drenaggio uniscono punti di eguale valore di D, e a mosaico, in cui con maglie quadrate colorate vengono indicate diverse classi di densità di drenaggio (cfr. CICCACCI et al., 1980)
Parametri condizionami l'erosione
Rapporto dì proporzionalità
precipitazioni diretto
Acclività dei versanti diretto
Erodìbilità dei lerreni diretto
Permeabilità dei terreni inverso
Fratturazione dei terreni diretto/inverso
Copertura vegetale inverso
Antropizzazione diretto/inverso
Figura 6
Tra O e 4km/km2 sono considerati bassi; valori medi sono compresi tra 4 e 6 km/km2 e valori alti tra 6 e 10km/km2.
La densità di drenaggio viene rappresentata in carte specifiche, attraverso due tipi di rappresentazione, spesso coesistenti; si tratta di due tipi di rappresentazioni a isolinee, ove curve di isodensità del drenaggio uniscono punti di eguale valore di D e a mosaico, in cui con maglie quadrate colorate vengono indicate diverse classi di densità di drenaggio (cfr. CICCACCI et al,,
2.3.4 Parametri legati al rilievo
Da vari autori sono stati individuati parametri che definiscono le proprietà del rilievo di un bacino idrografico; questi riguardano, in particolare, la pendenza dei versanti e delle aste fluviali (HORTON,
1945; STRAHLER,1952b; SCHUMM,1956).
Il parametro più significativo ai fini dell'analisi quantitativa dell’ erosione è il gradiente di pendio
(θ) delle aste fluviali, definito come il i rapporto tra il dislivello dei punti estremi dì un un
segmento fluviale e la sua lunghezza (HORTON, 1945). Il valore medio dì questo parametro
relativamente ad un bacino può essere in alcuni casi assimilato all'acclività media del bacino stesso. Il valore di θ rende conto della velocità e quindi dell'energia e della competenza di un corso d'acqua (secondo un rapporto di proporzionalità diretta); in genere, a parità di altre condizioni, ad un elevato gradiente di pendio corrisponde un maggiore trasporto solido.
I valori di gradiente di pendio delle aste fluviali diminuiscono all'aumentare dell'ordine gerarchico secondo una funzione esponenziale negativa. Analogamente a quanto visto per le lunghezze dei corsi d'acqua e le aree dei bacini, anche per quanto riguarda l'acclività può essere individuato un
rapporto dipendenza Rθ , definito dalla relazione:
1 − = u u R θ θ θ u θ
dove è il gradiente di pendio medio delle aste di ordine gerarchico u. Tale valore si aggira
generalmente tra 0.3 e 0.6; per definizione è comunque inferiore a 1. Con modalità simili a quelle viste perle carte della densità di drenaggio, possono essere compilate carte dei gradienti di pendio, con rappresentazioni a mosaico (con individuazione di classi) e/o a isolinee (con una determinata equidistanza) (cfr. CICCACCI et al., 1980).
Un altro parametro relativo alle proprietà del rilievo è costituito dal rapporto di rilievo (Rh) dato dal
rapporto tra il dislivello massimo di un bacino e la massima lunghezza di quest'ultimo misurata lungo la linea principale di drenaggio (SCHUMM,1956). Valori prossimi allo zero si riferiscono in
genere a bacini molto evoluti, con dislivelli tra testata e foce delle aste fluviali molto ridotti ed elevate lunghezze dei corsi d'acqua (AVENA & GIULIANO,1967).
Per l'analisi orografica di un bacino viene utilizzata anche l'energia del rilievo (Er) definita come il
parità di altre condizioni, ad alti valori di energia del rilievo corrispondono in genere processi di erosione più intensi. La distribuzione di questo parametro può essere rappresentata in carta attraverso un cartogramma a mosaico, costituito da quadrati di superficie unitaria colorati a seconda delle classi di appartenenza. Tali classi sono determinate caso per caso in base alle caratteristiche altimetriche della zona studiata (cfr. CICCACCI et al., 1988; LUPIA PALMIERI et al., 1995, 1998).
2.3.5. Analisi ipsometrica
L'analisi ipsometrica offre un contributo significativo allo studio morfometrico di un bacino idrografico.
Il risultato di tale analisi, sulle cui modalità si rimanda a STRAHLER (1952b), consiste in una curva
cumulativa, detta ipsometrica, tracciata in un sistema di assi cartesiani che presenta in ordinate le quote del bacino (espresse in metri) e in ascisse l'area del bacino (espressa in chilometri quadrati). Nell'analisi quantitativa dei bacini di drenaggiol'an alisi ipsometrica viene generalmente effettuata per singoli bacini parziali (sottobacini); ne deriva una serie di curve riferite a un sistema di assi cartesiani che presenta in ascisse il rapporto tra l'area del singolo bacino parziale (a) e l'area totale del bacino idrografico (A) e in ordinate il rapporto tra il dislivello misurato nell'ambito del bacino parziale (h) e il dislivello totale del bacino idrografico (H). Attraverso tale rappresentazione le curve relative a sottobacini con caratteristiche areali e altitudinali diverse risultano confrontabili tra loro. Le curve ipsometriche rappresentano dunque la distribuzione areale dell'altitudine del rilievo e il loro andamento rispecchia, in genere, il tipo di processo di denudazione che interessa un bacino e l'andamento plani-altimetrico del
bacino stesso, come evidenziato nelle figure 26,27 e 28. Si potrà avere, infatti, una curva convessa verso l'alto in corrispondenza di un altipiano interessato da
Figura 7 Figura 8
profondi solchi di erosione divisi da ampie zone di spartiacque (fig.26); una curva senza evidenti flessi e con pendenza pressoché uniforme, in relazione a un bacino caratterizzato da una serie di incisioni delimitate da zone di spartiacque di dimensioni ridotte (fig. 27); infine, una curva concava verso l'alto come rappresentativa di un bacino caratterizzato da pendenze ridotte e quote prossime al limite inferiore, ad eccezione dei setti posti in prossimità dello spartiacque (fig.28)
STRAHLER (1952b) riferiva i tre tipi di curve sopra descritte a diversi stadi di evoluzione di un bacino, rispettivamente di «giovinezza», «maturità» e «vecchiaia», utilizzando la terminologia impiegata nel ciclo di erosione di Davis (1899). Alla luce delle conoscenze attuali, si può affermare che queste interpretazioni Possono risultare fuorvianti e pertanto sarebbero da evitarsi. Infatti, se è vero che in alcuni casi possono risultare corrette, per esempio quando si tratti di bacini che hanno avuto un lungo periodo di evoluzione e non siano stati interessati da attività tettonica, in altri risultano invece non corrispondenti alla realtà (cfr. CICCACCI et al, 1988).
-*7.4. ANALISI QUANTITATIVA DELL'ENTITÀ DELL'EROSIONE
L'analisi quantitativa dell'entità dell'erosione nei bacini fluviali può essere condotta attraverso misure dirette e indirette, volte alla valutazione del trasporto solido, quale espressione significativa dei processi erosivi in atto o potenziali. Le misure dirette prevedono l'utilizzo di strumenti misuratori da posizionare lungo le aste fluviali (cfr. TACCONI,1982); pertanto il loro impiego risulta
puntuale e inevitabilmente
sporadico, oltre che relativamente costoso. Le misure indirette permettono, invece, una valutazione dell'entità di erosione potenziale di ampie aree tramite l'impiego di relazioni matematiche, previa analisi geomorfica quantitativa dei bacini idrografici considerati; le misure indirette, non necessitando l'utilizzo di strumenti in situ, sono applicabili a tenitori relativamente vasti e risultano generalmente indicate per l'ottimo rapporto costi-benefici.
7.4.1. Misure dirette
Le misure dirette dell'entità dell'erosione fluviale vengono generalmente eseguite in aree campione e per limitati periodi di tempo; esse consentono di ottenere risultati attendibili, ma, a differenza delle misure indirette, sono difficilmente estendibili ad ampi territori, in considerazione dei tempi necessari e dei costi da affrontare. Esempi di misure dirette sono ampiamente documentati in letteratura. Per quanto riguarda il territorio italiano, degne di nota sono le misure effettuate a metà degli anni '60 in due aree sperimentali nella Val d'Era (Toscana), che hanno permesso di definire alcuni aspetti del rapporto tra condizioni climatiche ed erosione, evidenziando l'importanza del regime delle precipitazioni (VITTORINI,1965). Tali ricerche hanno stimolato lo sviluppo di una serie
di indagini, volte anche alla sperimentazione di attrezzature per la misura dei processi erosivi e del trasporto solido dei corsi d'acqua (VITTORINI, 1971 ; CHISCI et al, 1977; CIET & TAZIOLI, 1978; FERRETTI et al, 1978; BECCHI et al, 1978; RAPETTI & VITTORINI,1979; AA.VV., 1981; SALTIMI & TOSATO,1982).
Oltre agli studi in aree campione una grande mole di dati quantitativi relativi all'erosione fluviale viene ricavata, sia in Italia che in molti
altri paesi del mondo, grazie alla presenza stazioni torbiometriche che forniscono i valori del deflusso torbido dei corsi d'acqua. Nel nostro Paese, esiste una rete di 116 stazioni torbiometriche, alcune delle quali funzionanti già apartire dal 1930.
7.4.2. Misure indirette
Negli ultimi venti anni, anche a seguito di limiti di utilizzo delle misure dirette dell'entità dell'erosione, si è assistito a un notevole sviluppo dei metodi di misura indiretta. Questi prevedono l'impiego di equazioni empiriche che correli l'entità dell'erosione con una serie di variabili che caratterizzano i bacini di drenaggio.
Generalmente, come rappresentativo dell'entità dell'erosione, è stato considerato il trasporto solido che, seppure con una certa approssimazione, può essere assimilato alla quantità di materiale eroso dai versanti da parte dei corsi d'acqua.
Per i bacini idrografici in cui esistono stazioni di misura, i dati ottenuti con i metodi indire possono essere confermati tarati soltanto con quelli relativi al «trasporto torbido» (o trasporto in sospensione), escludendo le componenti trasporto di fondo e/o in soluzione, poiché queste sono misurate soltanto in rari casi. Comunque, in zone a clima temperato o umido differenza tra i due tipi di trasporto è limitata come nel caso dell'Appennino emiliano,ove ciò è favorito anche dall'estesa presenza formazioni argillose e arenacee. In zone arie o semiaride gioca invece un ruolo molto importante il trascinamento sul fondo, mentre in calcaree non è affatto trascurabile il trasporto in soluzione, che può superare il 20% del trasporto totale (ANGELUCCI et al., 1969); è evidente e queste
ultime due situazioni l'assimilazione dei due tipi di trasporto non risulta corretta
I dati relativi al trasporto torbido quale indice dell'intensità dei processi erosivi sono comunque quelli più frequentemente disponibili pertanto utilizzati nella maggior parte dei X come termine di confronto nello studio variabili che influenzano l'entità dell'erosione .Per quanto riguarda i parametri che controllano il trasporto torbido, un ruolo preponderante è rivestito dalle condizioni climatiche. Da vari autori sono state proposte, infatti, relazioni che legano il trasporto torbido alle precipitazioni annue .
L’utilizzo di soli dati climatici si rivela comunque insufficiente quando si vogliano confrontare bacini limitrofi (caratterizzati dunque da condizioni climatiche simili), ma con caratteristiche che geologiche, orografiche etc. diverse. Lo stesso FOURNIER (1960) sentì l'esigenza di introdurre nelle
sue relazioni un coefficiente legato all'orografia.
A partire dalla fine degli anni '60 sono state avviate ricerche sistematiche volte alla definizione e all'applicazione di relazioni matematiche
per la valutazione quantitativa indiretta dell’erosione (AVENA & LUPIA PALMIERI, 1969; al., 1977;
Govi, 1978; CICCACCI et al. 1980; LUPIA PALMIERI, 1983; PELLEGRINI, 13; CICCACCI et al, 1988; LUPIA PALMIERI et |995, 1998; Pozzi et al., 1991). Tali ricerche basate sull'analisi delle
caratteristiche morfometriche dei bacini considerati, hanno fornito indicazioni significative sull'entità dell’erosione in aree campione dell'Italia centrale. L’entità dell'erosione potenziale, detta
indice di erosione , è assimilata al «deflusso torbido unitario medio annuo
medio annuo» (Tu )(t/Km2/anno) . Per il
calcolo di quest' ultimo vengono utilizzate opportune relazioni matematiche nelle quali, a seconda dei casi, possono comparire indici climatici, parametri geomorfici e parametri relativi alla gerarchizzazione del reticolo, dai quali l’indice di erosione è strettamente dipendente.
L'introduzione di parametri climatici nelle relazioni di cui sopra si rende necessaria qualora i bacini considerati presentino condizioni climatiche diverse .FOURNIER (1960), ad esempio, confrontando i
dati torbiometrici di un centinaio di bacini idrografici posti in diverse zone della Terra utilizzò l'indice p2/P, dove p rappresenta le precipiotazioni del mese più piovoso e P le precipitazioni totali
annue. Ai fini dell'individuazione dei rapporti fra erosione e clima, si rivelò in seguito più efficace 1’indice pluviometrico P⋅σ (CICCACCI et al., 1977), dove P rappresenta le precipitazioni totali
annue e.σ la deviazione standard dalla media delle, precipitazioni mensili.
Più recentemente si è assistito ad un ampio utilizzo di parametri espressivi di fattori non climatici dell'erosione. Tra questi, parametri geomorfici, quali, ad esempio, il gradiente medio di pendio dei segmenti fluviali e la densità di drenaggio, e parametri relativi alla gerarchizzazione dei reticoli idrografici, in particolare quelli relativi alle anomalie gerarchiche.
Per conoscere meglio i rapporti tra i parametri suddetti e l'entità dell'erosione, alcuni geomorfologi dell'Università di Roma hanno studiato gli aspetti climatici, geologici e geomorfologici di 14 bacini idrografici ritenuti rappresentativi delle condizioni fisiografiche di varie regioni italiane e caratterizzati dalla presenza di almeno una stazione torbiometrica (CICCACCI et al., 1980). Dapprima
sono state individuate le relazioni semplici che legano il Tu ad ogni singolo parametro: in questa fase si è rivelato particolarmente significativo l'impiego della densità di anomalia gerarchica e della densità di drenaggio; in seguito sono state definite le pressioni multiple che legano il Tu ad almeno due parametri. Alcune delle relazioni ricavate presentano coefficienti di determinazione molto alti per cui possono essere utilizzate con attendibilità nel calcolo indiretto del trasporto torbido. A titolo di esempio, nel caso del bacino dell'alto bacino del Torrente Senio (Appennino romagnolo) (CICCACCI et al, 1980) è stata utilizzata la seguente relazione, che comprende la densità di drenaggio
(D) e la densità di anomalia gerarchica (ga): log Tu = 1.82818 log D + 0.01769 g + 1.53034
Nel caso del bacino del Torrente Paglia (Appennino centrale) si è ricorsi invece ad una relazione che comprende la densità di drenaggio e l'indice di anomalia gerarchica (CICCACCI et al., 1988):
log Tu = 1.05954 + 2.79687 log D + 0.13985 A
L'entità dei processi erosivi viene rappresentata in specifiche carte tematiche (carte dell'indice di erosione), che generalmente indicano il potenziale deflusso torbido unitario medio annuo da parte di singoli bacini parziali (sottobacini). Per una migliore comprensione delle cause dei processi erosivi, tali carte sono di solito accompagnate, oltre che da carte geologiche o geomorfologiche s.l., da carte della densità di drenaggio, carte dei gradienti di pendio, carte dell'energia del rilievo, carte della copertura vegetale etc. (Ciccacci et al., 1980 ,LUPIA PALMIERI et al., 1995, 1998).
ASPETTI APPLICATIVI
Pur non essendo semplice descrivere forme e processi geomorfologici attraverso relazioni e modelli matematici, è comunque indubbio che l’apporto dei metodi quantitativi, insieme all’utilizzo dell'informatica, ha dato una svolta agli studi di geomorfologia fluviale, anche in senso applicativo. L’utilizzo di metodi quantitativi risulta infatti fondamentale importanza nella previsioni di processi legati all'azione delle acque correnti superficiali e per la mitigazione dei rischi ambientali connessi . Ad esempio, tramite l'impiego dei metodi di misura indiretta dell'erosione sopra descritti, risulta possibile il calcolo della velocità di interrimento di bacini lacustri. A questo riguardo si segnala lo studio di CICCACCI et al. ( 1983) relativo all'interrimento di un bacino artificiale chiuso da una diga
costruita dall'ENEL per scopi idroelettrici nel bacino idrografico del RioScandarello (Rieti). Gli autori, tramite analisi quantitativa indiretta dell'erosione, hanno calcolato l'entità del materiale verosimilmente trasportato dai corsi d'acqua e deposto nell'invaso a partire dall'anno di messa in posto della diga. L'equazione utilizzata per il calcolo di Tu è la seguente:
log Tu = 0.33479 D + 0.15733 A + 1.32888
ove D è la densità di drenaggio e Δa l'indice di anomalia gerarchica.
Dall'applicazione di questa relazione si è ricavato un deflusso torbido di 18.741 m3/anno (utilizzando un peso specifico medio del materiale di 2,5 t/m3). Il valore è stato confrontato con quello ricavato dall'esame delle variazioni delle batimetrie fornite dall'ENEL, che ammonta a 22.000 m3/anno. Lo scarto del 15% circa tra la valutazione indiretta e quella diretta è ampiamente giustificato, secondo gli autori, se si considera il contributo del trasporto di fondo, che nella zona studiata non risulta affatto trascurabile.
