Le acque provenienti da precipitazioni, dallo scioglimento di neve e ghiacci, o dalle sorgenti, finiscono prima o poi per confluire in un corso d’acqua.
Il corso d’acqua costituisce un elemento fondamentale in gran parte dei paesaggi terrestri, ad eccezione delle aree più aride o estremamente fredde, dove non si sviluppano veri e propri processi morfogenetici legati a questo agente.
I corsi d’acqua agiscono come agenti di mobilizzazione, svolgendo tre principali funzioni:
- erosione
- trasporto
- sedimentazione
Le acque superficiali costituiscono il bacino idrografico, che si definisce come un area limitata da uno spartiacque che convoglia tutte le acque che essa scorrono nell’asta fluviale principale, se invce consideriamo anche le acque sotterranee, ossia quelle che si infiltrano in profondità e che scorrono attraverso le rocce, parliamo di bacino idrogeologico.
Il bacino idrografico è delimitato da una linea di spartiacque che separa il bacino considerato da quelli limitrofi.
Lo spartiacque
Possiede le seguenti caratteristiche:
1. Unisce i punti a maggior quota posti tra due impluvi limitrofi
2. Non taglia mai un corso d’acqua
3. È una linea chiusa: inizia in un punto e termina nello stesso punto; in genere si considera come sezioni di chiusura del bacino idrografico la confluenza del corso d’acqua
4. Non coincide mai con una isoipsa, ma taglia le isoipse nei punti di massima curvatura
5. Lungo le linee di cresta deve passare nel mezzo delle curve chiuse e toccare gli eventuali punti quotati ivi presenti
6. È una linea di minima pendenza e quindi congiunge le isoipse lungo la maggiore distanza
Le azioni morfologiche dirette dei corsi d’acqua si manifestano nei letti o alvei fluviali.
Gli alvei sono caratterizzati da:
| PARAMETRO | DEFINIZIONE | RELAZIONI |
| Lunghezza (L) |
Distanza tra sorgente e foce | L = dSF |
| Larghezza (l) |
Distanza tra gli argini | l = da |
|
Profondità |
Differenza di quota (q) tra livello ad alveo pieno e quota del fondo | hw = qwmax – qfondo |
| Pendenza (i) |
Rapporto tra differenza di quota tra sorgente e foce e lunghezza del corso d’acqua. | i = Δh / L |
| Velocità (v) |
esprime la distanza percorsa dall’acqua nell’unità di tempo (m/s). raggio idraulico (R) C = coeff. di Chezy che dipende dalle forze di attrito) a = coeff. di Manning che dipende dalla rugosità del letto) |
R = A/B |
| Portata (Q) |
V volume d’acqua che passa in una sezione (A) nell’unità di tempo (m3/s) | Q = Av |
Limiti dell’alveo
I limiti dell’alveo possono essere ben definiti dalle sponde (o argini), ma possono talvolta risultare morfologicamente più sfumati, nel caso ad esempio di passaggio graduale tra alveo e piana inondabile.
Il limite dell’alveo si fa coincidere con il cosiddetto «livello ad alveo pieno (bankfull)», cioè quel livello idrometrico associato alla massima portata che può essere contenuta in alveo senza il verificarsi di fenomeni di esondazione al di fuori delle sponde.
Hmax
In un canale senza perdite o apporto di acqua è verificata l’equazione di continuità: se il canale si restringe aumenta la velocità, viceversa, se il canale si allarga diminuisce la velocità
Nei letti fluviali le acque scorrono in genere con moto turbolento.
Il flusso turbolento può essere:
- flusso lento (streaming flow)
- flusso veloce (shooting flow)
- flusso in caduta libera (plungingflow)
Il tratto montano presenta pendenze elevate, la sezione delle valli fluviale è generalmente stretta e profonda, mentre il materiale solido presenta dimensioni rilevanti. Il carattere del corso d’acqua è spiccatamente torrentizio.
Il tratto medio-vallivo presenta un alveo poco inciso, ampio e spesso ramificato, con andamento planimetrico variabile nel tempo. Il materiale solido ha dimensioni ridotte rispetto al tratto montano.
Il tratto vallivo del corso d’acqua presenta pendenze contenute ed un percorso tortuoso, spesso meandriforme. La sezione della valle fluviale è in genere larga e poco profonda con dimensioni contenute del materiale solido presente nel corso d’acqua.
Regime
Le variazioni delle portate di un corso d’acqua nell’arco dell’anno costituiscono il suo regime.
I corsi d’acqua possono essere distinti in:
- Effimeri: l’acqua fluisce durante gli eventi di pioggia e per breve tempo (spesso in canali non ben definiti)
- intermittenti: l’acqua scorre in genere durante la stagione umida
- perenni: L’acqua scorre tutto l’anno.
Il regime dipende anche dal tipo di alimentazione:
ALIMENTAZIONE GLACIALE: Portate massime estive e quasi nulle quelle invernali
ALIMENTAZIONE NIVALE: Portate in rapida crescita in primavera e che diminuiscono con la riduzione di copertura nevosa dopo il massimo di fusione estivo
ALIMENTAZIONE PLUVIALE Portate massime nella stagione piovosa o in occasione di eventi pluviometrici estremi (es: fiumare). Le magre possono essere amplificate se estive (max evapotraspirazione)
ALIMENTAZIONE SORGIVA Le portate dipendono dalle caratteristiche delle sorgenti (a portata costante per bacini idrogeologici di grandi dimensioni o addirittura intermittenti per piccoli bacini idrogeologici)
Le portate di un corso d’acqua variano nel tempo in funzione dei fattori che determinano la sua alimentazione e oscillano intorno a valori medi che vengono definiti
Si parla di:
‐ PORTATE DI PIENA (quando sono più elevate dei valori di regime)
‐ PORTATE DI MAGRA (quando le portate sono più basse dei valori medi)
Misure di portata
Nelle stazioni attrezzate le portate vengono normalmente misurate mediante idrometro uno strumento che, attraverso opportune curva di taratura permette di determinare la portata o in continuo (idrometri registratori) o semplicemenete dal rilevamento delle altezze del pelo d’acqua su una opportuna scala graduata (altezza idrimetrica).
Energia dei corsi d’acqua
La capacità di un corso d’acqua di erodere/trasportare/sedimentare (ovvero la sua azione morfologica) dipende dalla sua energia
Et = 1/2 𝒎𝒗𝟐 = 1/2 𝒎 (𝑪𝟐 R · 𝒊)
Sostituendo la velocità con l’equazione di Chezy.
Et (energia “totale”) di un flusso idrico in movimento può essere così scomposta :
Et = Ed + En
En = Et -Ed
dove
Ed = energia dispersa per vincere gli attriti e trasportare il carico
En = energia netta, spendibile dal corso d’acqua per assumere in carico particelle dal fondo, ovvero capacità erosiva di una corrente (azione idraulica, erosione in senso stretto)
SE Et > Ed ⇒ En > 0 (EROSIONE)
il corso d’acqua assume in carico del nuovo materiale di conseguenza aumenterà l’energia necessaria al trasporto (Ed) fino al raggiungimento del valore dell’Et cioè Et = Ed e quindi En ≅ 0
SE Et = Ed ⇒ En = 0 (TRASPORTO)
SE Et < Ed ⇒ En < 0 (SEDIMENTAZIONE)
Quando En < 0 avviene sedimentazione e il corso d’acqua abbandona parte del suo carico di conseguenza diminuirà l’energia necessaria al traporto (Ed) fino al raggiungimento del valore Et ≅ Ed e quindi En = 0.
In entrambi i casi l’energia netta tende a zero.
Quando En → 0 si verificano quelle condizioni che non determinano né erosione né sedimentazione.
La velocità necessaria ad erodere un elemento è maggiore di quella necessaria trasportarlo.
Il diagramma Hjulstrom di che rapporta la velocità del corso d’acqua con la sua capacità di erodere/trasportare /sedimentare funzione in della granulometria delle particelle
In pratica mostra come le velocità critiche di erosione debbano essere raggiunte per mettere in sospensione particelle di una determinata dimensione e come le particelle vengano depositate quando raggiungono le loro velocità di caduta.
Tanto più piccole sono le particelle tanto maggiore deve essere la velocità per eroderle ma, una volta prese in carico servono velocità minori per trasportarle.
Profilo longitudinale e profilo di equilibrio
Rappresenta l’andamento altimetrico dell’alveo dalla sorgente alla foce. In un bacino fluviale i corsi d’acqua scendono dalle zone di testata, più acclivi, verso le zone più basse via via meno pendenti, fino alla foce in mare. Nelle prime fasi dell’evoluzione fluviale il profilo longitudinale può presentarsi irregolare con zone meno pendenti alternate a gradini e salti, dovuti all’affioramento sul letto di rocce a diversa erodibilità.
L’erosione verticale operata da un corso d’acqua tende a far diminuire col tempo la pendenza dell’alveo e di conseguenza questa diminuzione di pendenza fa diminuire la capacità erosiva del corso d’acqua stesso. Oltre un certo limite di pendenza l’erosione si arresta e subentrano processi di sedimentazione.
Col tempo il corso d’acqua tende a regolarizzare il suo profilo longitudinale che viene ad assumere la forma di una curva tangente alla foce, concava verso l’alto e con pendenza via via decrescente da monte verso valle.
Il profilo di equilibrio e quella condizione di equilibrio del corso d’acqua per cui non vi è né erosione né sedimentazione ma solo trasporto. [Et = Ed >> En = 0]
Livello di base dei corsi d’acqua
Il profilo di equilibrio è riferito ad un punto fisso di riferimento definito livello di base, al di sotto del quale il corso d’acqua non può più approfondire il proprio alveo.
Il mare è il livello di base generale, anche se vi sono livelli di base locali (lago, diga, sbarramento da frana). Per un corso d’acqua secondario, che confluisce in uno principale, il livello di base è rappresentato dalla quota della confluenza (hc).
Le variazioni del livello di base sono tra le cause di variazione del profilo longitudinale dei corsi d’acqua nel tempo.
Altre cause di variazione del livello di base sono:
- fenomeni di sbarramento
- movimenti tettonici
- variazioni di portata (ΔQ)
- variazioni nel trasporto solido
- variazioni della rete idrografica‐azioni antropiche
| EROSIONE | TRASPORTO | SEDIMENTAZIONE* |
| EROSIONE IN SENSO STRETTO Prelievo ed assunzione in carico di materiale detritico dal fondo o dalle sponde del letto fluviale |
GALLEGGIAMENTO Trasporto di materiale con peso specifico più leggero di quello dell’acqua (vegetali, pomici, ghiaccio) |
>>>>>>>> |
| CAVITAZIONE Azione meccanica esercitata dall’acqua sulle sulle pareti e alla base dell’alveo, dovuta a bollicine di vapore acqueo che i formano per brusche variazioni di pressione idrica |
SOLUZIONE Trasporto di sostanze solute nell’acqua |
>>>>> |
| ABRASIONE Azione meccanica conseguente all’urto dei materiali detritici trasportati dalla corrente. Dipende dalla quantità e dalla granulometria dei materiali trasportati.
|
>>> | |
| EVORSIONE L’evorsione è l’azione meccanica legata agli impatti dei materiali ciottolos itrasportati in presenza di moti vorticosi della corrente. Si tratta di una particolare forma di erosione turbinosa, osservabile nei condotti artificiali e nei corsi sotterranei nei quali l’acqua scorre sotto forte pressione, riempiendo tutto il canale. Si manifestano, in presenza di ostacoli disposti in modo particolare, vortici nei quali si esplica l’effetto erosivo sulle pareti. Il risultato finale è l’escavazione di nicchie di evorsione. |
SOSPENSIONE Trasporto di materiale nell’acqua |
>>> |
| DEGRADAZIONE Complesso di fenomeni morfogenetici legati alla presenza del corso d’acqua (Processi di degradazione meteorica sia fisici che chimici) |
SUL FONDO Trasporto di materiale alla base del corso d’acqua. Può essere per rotolamento/trascinamento/saltazione |
> |
** PROPORZIONALE ALLA DIMINUZIONE DI ENERGIA
L’erosione fluviale si manifesta sia come erosione in profondità (o incisione lineare, appofondimento vallivo) sia come erosione laterale (o erosione di sponda, ampliamento vallivo) sia come erosione regressiva (allungamento vallivo)
Catture fluviali
Nell’evoluzione delle reti idrografiche, i processi di erosione regressiva sono spesso responsabili di fenomeni di cattura fluviale.
Questi si attivano quando due corsi d’acqua drenanti bacini limitrofi presentano una diversa capacità erosiva, dovuta a una diversa pendenza o a una diversa portata, oppure si trovano ad incidere rocce a diverso grado di erodibilità.
Il corso d’acqua più attivo tende ad incidere più profondamente il suo letto e, per effetto dell’erosione regressiva, l’approfondimento si ripercuote su tutta la rete idrografica, con conseguente arretramento della testata. Questo processo determina un progressivo spostamento della linea spartiacque che separa i due bacini limitrofi, fino aquando questa viene intaccata e il corso d’acqua a maggiore capacità erosiva intercetta l’alveo di quello con capacità erosiva minore. Quest’ultimo viene così catturato, ovvero la sua porzione a monte del punto in cui esso viene intercettato subisce una deviazione, con un brusco gomito (gomito di cattura), verso il corso d’acqua con maggiore capacità erosiva.
Erosione regressiva
Erosione fluviale che a partire da un punto qualsiasi del letto fluviale si propaga verso monte facendo retrocedere il letto stesso. Dipende strettamente da variazione di portata e variazione del livello di base.
Trasporto
| GALLEGGIAMENTO | Trasporto di materiale con peso specifico più leggero di quello dell’acqua (vegetali, pomici, ghiaccio) |
| SOLUZIONE | Trasporto di sostanze solute nell’acqua |
| SOSPENSIONE | Trasporto di materiale nell’acqua |
| SUL FONDO | Per rotolamento/trascinamento/saltazione |
Parametri di trasporto
CARICO: Volume del materiale solido trasportato da un corso d’acqua, misurato in una data sezione del suo tracciato
CARICO LIMITE/CAPACITA’ DI TRASPORTO:
Quantità massima di materiale solido che un corso d’acqua può trasportare (kg/m2 di sezione)
COMPETENZA : Dimensione massima del materiale che un corso d’acqua riesce a trasportare
Aspetto dei depositi fluviali in relazione al trasporto
Come conseguenza delle variazioni spazio‐temporali dei parametri che condizionano l’energia di un corso d’acqua, i depositi fluviali sono spesso caratterizzati da eteropia di facies molto marcata, sia procedendo da monte a valle sia dalla zona assiale del letto fluviale alla sua periferia. Essi inoltre presentano spesso una tipica struttura lenticolare o con stratificazioni incrociate o troncate.
Nei depositi ghiaiosi, i ciottoli arrotondati, spesso di forma ellissoidale (a causa delle azioni d’urto degli elementi detritici tra di loro e con le rocce del letto che tendono a ridurne la spigolosità oltre che la dimensione), assumono una tipica struttura embriciata, con l’asse maggiore immergente nella direzione opposta a quella della corrente fluviale.
Forme e depositi fluviali
Nelle parti più vallive dei bacini fluviali, dove le pendenze dei letti decrescono rapidamente o si presentano comunque molto basse i processi di sedimentazione originano una serie di forme di deposito fluviale, che evolvono sia per aggradazione (deposizione in senso verticale) che per progradazione (deposizione che progredisce verso valle o verso monte nel fondovalle).
Conoidi
Le conoidi alluvionali/di deiezione sono forme di deposizione fluviale che si originano quando i corsi d’acqua montani raggiungono una zona a minor pendenza, perdendo gran parte della loro energia. Evolvono per deposizioni successive di materiali prevalentemente ciottolosi e sabbiosi, presentano in pianta una forma a ventaglio, bombata nel profilo trasversale e concava in quello longitudinale.
Pianura alluvionale
Per definizione le pianure alluvionali sono aree relativamente piatte, originate da processi di sedimentazione fluviale, che occupano il fondovalle a partire dai margini del corso d’acqua fino alla base dei versanti vallivi. Queste aree durante le fasi di piena a seguito di fenomeni di esondazione fluviale possono essere parzialmente (piene di bassa magnitudine e alta frequenza determinano inondazioni limitate che interessano solo parte della pianura alluvionale) o totalmente invase dalle acque (piene eccezionali, con tempi di ricorrenza molto lunghi, che provocano l’inondazione dell’intera pianura).
La formazione e l’evoluzione di questi morfotipi sono legate a processi di sedimentazione, in cui possono distinguersi:
- fenomeni di accrescimento laterale, che si verificano a seguito delle migrazioni del letto fluviale all’interno della piana alluvionale
- processi di accrescimento verticale, che interessano il letto fluviale e, durante le esondazioni , le aree ad esso circostanti
Sulla base della pendenza, dei caratteri dei sedimenti oltre che sull’ambiente geografico,
si possono distinguere:
- PIANURE PEDEMONTANE (dislivelli marcati)
- PIANURE INTRAMONTANE (sub-orizzontali)
- PIANURE INTRAVALLIVE (dislivelli marcate)
- PIANURE COSTIERE (sub-orizzontali)
In una pianura alluvionale possono riconoscersi forme e ambienti di sedimentazione minori, come:
- argini naturali
- barre di centro canale
- barre laterali
- depositi di fondo canale.
- piane di esondazione
- stagni palustri
- ventagli di rotta
ARGINI NATURALI
Nel momento in cui il corso d’acqua in piena fuoriesce dal letto ordinario inondando la pianura, la velocità della corrente fluviale decresce, a seguito dell’espansione dell’area di deflusso. Ne consegue la deposizione dei materiali trasportati in sospensione, con i detriti più grossolani che vengono deposti sulle sponde del corso d’acqua, e con quelli più fini che si depositano via via nella piana alluvionale. Alla fine di una serie di eventi di inondazione ai lati del canale ordinario si vengono a formare due argini naturali, ovvero due fasce di terreno più elevato, con il fianco più ripido rivolto verso il letto fluviale, che bordano longitudinalmente il corso d’acqua.
Con la progressiva sedimentazione sul fondo del canale e con l’aumento dell’altezza degli argini naturali, si può arrivare alla formazione di fiumi pensili, in cui il letto si trova a quote più alte della pianura alluvionale circostante, che si accresce per aggradazione di materiali da fini a finissimi. Il fenomeno dei fiumi pensili diventa tanto più evidente se, per
evitare i danni collegati alle inondazioni, l’alveo ordinario viene confinato dall’attività umana con argini artificiali.
ARGINE MAESTRO
E’ l’argine del fiume di altezza più elevata. Non dovrebbe mai essere superato dalle acque in piena, perché sta a difesa della piana alluvionale ed è quindi dimensionato per sostenere le maggiori portate del fiume. Lungo il tratto di pianura del Po, l’argine maestro arriva fino a 10 m di altezza. Può accadere (e si è verificato nel 2000) che il livello d’acqua all’interno dell’argine maestro raggiunga quote molto vicine alla massima.
GOLENA (Area golenale)
E’ la porzione di territorio compresa tra l’alveo di magra del fiume e l’argine maestro. La golena si dice “aperta” quando non ci sono difese tra il fiume e l’argine maestro; si definisce “chiusa” quando è difesa da un argine golenale.
ARGINE GOLENALE
Somiglia all’argine maestro, ma è situato in una posizione più interna rispetto a quello ed è di altezza inferiore. L’argine golenale serve a difendere dalle acque del fiume le golene, che tuttavia possono essere sommerse dalle piene.
VENTAGLI DI ROTTA
Se durante la piena la tracimazione del fiume si concentra in un punto ben definito, a seguito di un cedimento dell’argine naturale o artificiale, si ha la formazione di un ventaglio di rotta (crevasse splay). La rapida fuoriuscita dell’acqua attraverso il canale di rotta fa si che essa sia in grado di trasportare materiali grossolani, che vengono quindi sedimentati nella zona di pianura più depressa retrostante gli argini. I depositi del ventaglio di rotta possono essere riconosciuti in campagna proprio perché più grossolani rispetto a quelli depositati normalmente nella piana alluvionale.
Letti fluviali
Area che può essere occupata dalle acque di un fiume, si possono distinguere:
Letto ORDINARIO: Parte del letto generalmente occupato dal fiume e delimitato da sponde o argini corrisponde alla sezione che può contenere la piena ordinaria
Letto DI INONDAZIONE (piana di tracimazione, area golenale):
Superficie che il corso d’acqua può sommergere in occasione di una piena ‐ generalmente coperto di vegetazione, talora occupato da insediamenti umani. La delimitazione di questa superficie non è sempre facile specialmente ove la piana alluvionale è molto vasta. I limiti del letto di inondazione dipendono dall’entità delle piene e da particolari situazioni morfologiche (es. presenza di scarpate, di rilievi montuosi ecc.)
Letto DI MAGRA: parte del letto ordinario di massimo abbassamento delle acque e non delimitato da sponde nette Presenta tracciato sinuoso e facilmente mutabile e può suddividersi in rami tra le barre alluvionali (nei corsi d’acqua incassati le differenze tra letto di magra e ordinario sono minime). In aree di pianura il letto di magra occupa di solito
una porzione esigua del letto ordinario.
Tipologie di letti
Le varie tipologie di letti si possono suddividere in:
- Letto rettilineo: scavato in roccia o con sedimenti
- Letto a canali intrecciati (braided)
- Letto a meandri
- Letto a isole sabbiose (anastomizzato)
Letto rettilineo scavato in roccia
Letti fluviali incisi per erosione verticale da corsi d’acqua montani fortemente acclivi e con notevole energia. Il loro andamento è spesso rettilineo o debolmente sinuoso (la sinuosità Sin = Lcanale / Lvallezza del canale fluviale e quella della valle in cui è impostato è prossima a 1). Sono in genere molto stabili e la loro forma complessiva varia notevolmente in funzione della tipologia e della resistenza all’erosione delle rocce affioranti. La profondità è sempre elevata rispetto alla loro larghezza. Frequentemente questi tipi di letti sono caratterizzati dalla presenza di marmitte di vorsione in approfondimento.
Letto rettilineo con sedimenti
Nei corsi d’acqua rettilinei accade abbastanza frequentemente che il letto presenti i fondali irregolari in cui si alternano zone più o meno profonde, definite riffles bassofondi o barre) e pools (buche o pozze). Queste forme sono causate dalle continue variazioni delle velocità del flusso dovute alle continue variazioni delle portate. Le gibbosità del letto fluviale che originano i riffles, oltre che lungo il profilo longitudinale, si alternano spesso anche sui due lati del corso d’acqua, a distanze comprese fra cinque e sette volte la larghezza del canale; ne consegue che i filetti fluidi del deflusso presentino un andamento sinuoso, migrando da una sponda all’altra, anche in corsi d’acqua ad andamento complessivamente rettilineo.
Nei corsi d’acqua montani ad alta energia queste forme sono fortemente condizionate dalle dimensioni dei materiali trasportati. La presenza di massi con dimensioni simili a quella del canale fluviale, che solo in occasione di piene speciali vengono rimossi e trasportati, determina una forte dissipazione di energia.
In queste situazioni il profilo longitudinale del fondo assume un tipico profilo a scalinata
(steps and pools).
Letti a fondo mobile
Nei letti a fondo mobile i fenomeni di trasporto e sedimentazione sono molto importanti ai fini del modellamento dell’alveo stesso.
I principali elementi costituenti un alveo a fondo mobile sono:
– CANALE: corrisponde con l’alveo inciso. La forma, le dimensioni ed i caratteri sedimentari variano in funzione degli eventi di piena (durante le piene le barre si spostano e modificano il canale). Vi sono alvei UNICANALE e MULTICANALE.
– BARRE: sono i corpi sedimentari mobili di un alveo fluviale. La loro presenza è semprecorrelata al trasporto solido di fondo e aumenta all’aumentare della variabilità delle portate.
– SPONDE: sono i limiti laterali dell’alveo inciso. Possono essere SPONDE ALTE o BASSE.
Letto a canali intrecciati
Questo tipo di letto fluviale, tipico di corsi d’acqua con regime torrentizio e con abbondante trasporto di fondo, è contraddistinto dalla presenza di una serie di canali attivi che si dividono, si riuniscono e si intrecciano a formare un insieme di vie d’acqua curvilinee, separate tra loro da isole e barre ciottolose e sabbiose dovute a processi di sedimentazione fluviale. Localizzati nei tratti pedemontani dei corsi d’acqua i letti a canali intrecciati si presentano sempre molto ampi e poco profondi. Il tracciato dei canali è molto instabile ed è destinato a modificarsi ad ogni fase di piena, quando l’intero letto è ricoperto dall’acqua e le barre vengono sommerse e rimodellate.
Letto a isole sabbiose (anastomizzato)
Si tratta di corsi d’acqua costituiti da diversi canali intrecciati che si sviluppano su zone depresse irregolari, intorno a ostacoli preesistenti. Le isole e gli isolotti che separano i singoli canali sono stabili nel tempo e possono essere composti sia da materiali rocciosi del substrato sia da antichi depositi alluvionali. In pianta, il tracciato fluviale a canali anastomizzati somiglia molto quello a canali intrecciati (braided) ma questi due tipi presentano differenze estremamente importanti. Infatti, mentre il tracciato braided si sviluppa per sedimentazione all’interno di un canale fluviale, in cui lo scorrimento è ostacolato da sabbie e ghiaie depositate dal corso d’acqua, il tracciato anastomizzato è
costituito da una rete di canali incisi per effetto di processi erosivi, in cui le isole che ostacolano il regolare deflusso delle acque sono il relitto di alti topografici, spesso in bedrock.
Letto a meandri
Si tratta di letti fluviali molto sinuosi*, caratterizzati da una serie di anse, più o meno accentuate (meandri), che si succedono in sequenza nella parte più valliva dei corsi d’acqua, in presenza di pendenze estremamente ridotte. Questo tipo di letto è caratteristico in fiumi con carico solido costituito prevalentemente da sabbie e limi (trasporto in sospensione). La zona di massima velocità si sposta verso la sponda esterna (la concava) per effetto della forza centrifuga.
*SINUOSITA’ (Sin) = LLF / Lv
Tendenze evolutive di un meandro
-
- Erosione e deposizione nelle forme a meandri hanno come conseguenza :
- migrazione dei meandri
- rotazione della curva di meandro
- ampliamento dei meandri
- salto di meandro
- traslazione della curva verso valle aumento di ampiezza e diminuzione di lunghezza del meandro (per effetto di compressione con restringimento del collo di meandro) ne deriva anche un allungamento del percorso
Nei tratti dove il corso d’acqua assume un profilo più dolce e l’energia dell’acqua è dissipata nell’andamento meandriforme si verifica un ampliamento vallivo.
Il processo di erosione si verifica nei tratti curvi esterni degli alvei, in corrispondenza dei quali l’acqua si muove più velocemente attaccando la riva.
La progressiva migrazione dei meandri quindi produce un fondovalle sempre più ampio e pianeggiante.
PROCESSO DI SALTO DEL MEANDRO
Nel processo di salto di meandro (o taglio del meandro) il fiume abbandona una grande ansa e crea un percorso più diretto.
Il processo avviene in queste fasi:
- Formazione del meandro: il fiume sviluppa una curva sempre più accentuata. La corrente erode la sponda esterna (concava), mentre deposita sedimenti sulla sponda interna (convessa).
- Restringimento del collo del meandro: con il passare del tempo, l’erosione avvicina sempre di più i due lati della curva, rendendo il “collo” del meandro sempre più stretto.
- Salto del meandro: durante una piena o un evento di forte portata, l’acqua rompe il collo del meandro e segue il percorso più breve.
- Abbandono della vecchia ansa: il vecchio meandro viene isolato dal corso principale e può trasformarsi in un lago a ferro di cavallo, che con il tempo tende a riempirsi di sedimenti e vegetazione.
Meandri incastrati
Si originano quando la regione su cui è impostato un corso d’acqua con letto a meandri subisce un lento sollevamento, che si traduce in un abbassamento relativo del livello di base del corso d’acqua. Quest’ultimo, di conseguenza acquista nuova capacità erosiva e approfondisce gradualmente il proprio letto, mantenendo però il suo tracciato sinuoso; in questo modo i meandri restano “incastrati” tra le pareti subverticali prodotte dall’incisione fluviale.
Fattori di controllo lito-strutturali
Valle fluviale
La valle fluviale rappresenta un insieme complesso derivante dall’interazione dei processi che agiscono sui versanti e
dall’azione fluviale
Forma della valle fluviale
La forma della valle fluviale dipende da:
‐ fattori legati al corso d’acqua;
‐ fattori legati ai processi dominanti;
‐ fattori tettonici;
‐ fattori litostrutturali;
‐ fattore tempo.
Gole e forre
Gole: incisioni le cui pareti sono ancora molto ripide ma tendono ad allargarsi nella parte superiore. Tanto più strette quanto più la roccia che le forma è dura e compatta.
Forre: incisioni strette e profonde con pareti a strapiombo che si formano in corsi d’acqua che scorrono su pendii molto ripidi.
Valli a V
Valli a fondo piatto
Valli asimmetriche
Valli epigenetiche
Una condizione particolare di sovraimposizione si ha nelle valli epigenetiche che si formano dopo una fase di seppellimento della valle originaria ad opera di depositi (per esempio: glaciali, fluvioglaciali).
Terrazzi fluviali
La formazione di terrazzi può avere diverse cause e si possono così distinguere:
- terrazzi tettonici
- si originano per un sollevamento regionale o a seguito di movimenti tettonici (faglie ad es.) che sollevino parte di un bacino di drenaggio
- terrazzi di climatici
- si originano nelle zone più interne dei bacini fluviali a seguito del susseguirsi di condizioni di biostasia e di resistasia sui versanti vallivi dovute a variazioni climatiche (glaciali – interglaciali o umide‐aride)
- terrazzi eustatici
- Si originano nella bassa valle dei corsi d’acqua a seguito di variazioni del livello del mare
In un’area sottoposta a sedimentazione l’attività erosiva può riprendere:
• per aumento della portata liquida (variazioni climatiche; catture fluviali; nuovo
apporto di acque da parte degli affluenti);
• per aumento della velocità/pendenza (movimenti tettonici; abbassamento del
livello del mare o comunque del livello di base; per cattura operata da un corso
d’acqua a maggiore pendenza; escavazioni artificiali);
• per diminuzione del carico solido (diminuzione dell’erosione nella zona di
monte; forte deposizione a monte)
I terrazzi fluviali sono ripiani localizzati sui versanti di una valle che possono trovarsi ad altezze variabili rispetto alla linea del thalweg** attuale e che corrispondono a tratti di antichi fondovalle fluviali, incisi in seguito a fasi erosive, che hanno provocato l’approfondimento della rete idrografica.
I terrazzi fluviali si possono distinguere in:
- terrazzi di erosione in roccia
- terrazzi alluvionali
a seconda che vadano ad incidere il bedrock o materiali alluvionali precedenti.
Spesso lungo i versanti possono essere individuati, ad altezze diverse, più ordini di superfici terrazzate, separate tra loro da altrettante scarpate. I diversi ordini vengono indicati con i numeri romani, con il primo ordine che corrisponde al ripiano più alto e più antico, il secondo ordine a quello immediatamente più basso, il terzo a quello
ancora inferiore e così via.
** La linea del thalweg è il tracciato che unisce i punti più profondi del letto di un fiume o di una valle. Immaginala come la grondaia invisibile in mezzo al bosco dove scorre sempre più acqua. Nel diritto internazionale, questa linea è spesso usata per dividere i confini tra due stati. Il termine deriva dal tedesco e significa “cammino della valle”. Ecco come si individua: Immagina di fare una sezione trasversale del fiume da una sponda all’altra.Trova il punto più basso sott’acqua. Ripeti questo taglio per tutto il corso del fiume. Unisci tutti questi punti più bassi su una mappa. Hai trovato la linea del thalweg. Non sempre questa linea si trova nel mezzo esatto del fiume. Spesso, l’acqua scava più a fondo dove la corrente è più veloce (all’esterno di una curva).
