Appunti d’idrologia medica



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Cenni storici, presenza in natura, principali caratteristiche fisiche e chimiche dell’acqua.
Fino al 1780 l’acqua era considerata un elemento chimico; in quell’anno Cavendish osservò che era il prodotto della combustione dell’idrogeno e Watt ne intuì la composizione che, solo Lavoisier, nel 1783, definì qualitativamente e quantitativamente. Sono del 1805 gli studi di Gay-Lussac e Humboldt che precisarono i rapporti in volume secondo i quali l’acqua si forma da idrogeno e ossigeno. È del 1895 la determinazione di Morley del peso molecolare (H=2, O=15,88) che si avvicinò molto a quello reale di 18,016.

L’acqua si trova in gran quantità in natura: allo stato solido nei ghiacciai ed ai poli, allo stato liquido in mare, laghi, fiumi, ecc., allo stato di vapore nell’aria; è inoltre un costituente essenziale d’animali, vegetali e d’alcuni minerali. Mediamente il 77% degli esseri viventi è costituito d’acqua; minerali, come ad esempio l’argilla, ne possono contenere fino al 15%.

L’acqua in natura non è mai pura, contenendo disciolte notevoli sostanze chimiche; si trovano anche, in piccole quantità, isotopi dell’idrogeno e dell’ossigeno che, combinati, formano molecole d’acqua leggermente diverse: la più comune di queste è l’ossido di deuterio o acqua pesante, densità 1,1079 a 11,6° C, punto di fusione 3, 802° C, punto d’ebollizione 101,42 ° C; è inoltre molto più vischiosa dell’acqua ordinaria e la solubilità dei sali in essa diminuisce del 10%; a concentrazione, nei tessuti, maggiore del 10%, risulta dannosa per animali e vegetali, poiché rallenta i processi ossidativi, ma sotto tale percentuale si comporta come l’acqua comune.

Nell’aria sono poi presenti tracce d’acqua ossigenata o perossido d’idrogeno, che si ritrovano nelle acque meteoriche.



Proprietà fisiche dell’acqua: liquido limpido, incolore, insipido, a reazione neutra. Fonde a 0° C alla pressione di 1 atmosfera. Il massimo della densità lo raggiunge a circa 4° C. Il calore latente di fusione (quantità di calore necessaria per portare 1 g d’acqua da 14,5 a 15,15° C) è pari a 97 calorie. La temperatura critica è di 360° C. La pressione critica di 195 atmosfere. È cattiva conduttrice di calore ed elettricità, ma possiede una costante dielettrica elevata. È un ottimo solvente.

Proprietà chimiche dell’acqua: si combina con gli ossidi liberando le rispettive basi e con le anidridi liberando gli acidi. Inoltre si combina con molti sali anidri per dare sali idrati. Può produrre il fenomeno dell’idrolisi.

Struttura dell’acqua e del ghiaccio: l’acqua è il principale ossido presente in natura.

La molecola non è lineare (H-O-H), ma gli atomi formano un angolo di 104,5° che, superando quello di 90° spettante ai legami covalenti, ne fa una struttura polare: il legame O-H è ionico per il 40%, vale a dire che l’atomo d’idrogeno porta una carica positiva media assai notevole e quindi tende ad allontanarsi dalla posizione che assumerebbe in assenza di carica. Schematicamente si può immaginare che l’elettrone dell’idrogeno s’avvicini all’atomo d’ossigeno, elettronegativo e che, in tali condizioni l’idrogeno si riduca ad ione H+; ne consegue che la molecola dell’acqua si comporta come un dipolo, quindi un altro atomo carico negativamente si potrebbe avvicinare talmente alla carica positiva dell’idrogeno per formare un legame di una certa stabilità; va notato però che tale legame diviene impossibile, a causa della repulsione esercitata, nelle parti esterne degli altri due atomi. La conseguenza finale è che si formano legami idrogenionici che uniscono fra loro più molecole d’acqua, realizzando polimeri. La dimostrazione si può avere analizzando i valori della viscosità e dell’alta costante dielettrica.

Prima degli studi di Fowler e Bernal, si riteneva che l’acqua fosse un aggregato disordinato di molecole e di polimeri d’acqua. Le esperienze di questi due scienziati sulla diffrazione dei raggi X mostrarono, però, curve di diffrazione completamente diverse da quelle che si sarebbero ottenute se l’acqua avesse avuto una struttura disordinata, come ad esempio quella del mercurio.

La struttura di polimero è meglio evidenziabile se si esamina il ghiaccio, dove le molecole sono coordinate fra loro in modo tetraedrico: ciascun atomo d’ossigeno è circondato da altri quattro atomi d’ossigeno, alla distanza di 2,76 ångstrom, con distanza fra ossigeno ed idrogeno di circa 1 ångstrom; ogni atomo d’ossigeno è poi circondato da quattro atomi d’idrogeno, ed i ‘canali’ che si vengono a formare fra gli atomi d’ossigeno adiacenti sono esattamente esagonali. Complessivamente una struttura cristallina bene organizzata.

Fowler e Bernal dimostrarono poi che, aumentando la temperatura, i legami idrogeno del ghiaccio si rompono ed alcuni interspazi si riducono, provocando un aumento della densità: la densità del ghiaccio che a 0° C è di 0,917, si porta fino ad 1, a 3,98° C; la spiegazione possibile è che il fenomeno si verifichi per la presenza nell’acqua di complessi con legami identici a quelli del quarzo, vale a dire più compatti di quelli del ghiaccio. Aumentando ancora la temperatura, la densità diminuisce fino a 0,95 a 100° C, in quanto, rompendosi ulteriormente i legami idrogeno, aumenta la distanza fra le molecole. Infatti, le curve di diffrazione ai raggi X mostrano, a bassa temperatura, un assestamento molecolare tetraedrico, a temperatura intermedia un modello di coordinazione di tipo quarzoso, e, alle temperature più alte la configurazione di un liquido ideale, vale a dire completamente disordinato.

Solubilità nell’acqua: l’acqua è un ottimo solvente, anche se non si può considerare universale, poiché molte sostanze sono insolubili in essa. Sono molteplici i fattori che influenzano la solubilità, come la natura e la concentrazione del soluto, la temperatura, la pressione. Nel caso dell’acqua, per i legami molecolari visti prima, occorre una notevole quantità d’energia per allontanare tra loro le molecole d’acqua e far posto a quelle del soluto: è il caso della benzina, dell’ossigeno, dell’uretano, ecc.; al contrario, altri soluti come ammoniaca, alcool etilico, ecc. sono solubilissimi in acqua. Nell’acqua si sciolgono poi bene le sostanze che in soluzione si presentano allo stato ionico, poiché l’energia d’idratazione (necessaria per l’attrazione fra ioni e molecole polari dell’acqua) è sufficiente a rompere la struttura dell’acqua. Perché una sostanza si sciolga è necessario che venga vinta l’energia reticolare, cioè l’attrazione di ioni di carica opposta del solido, che in genere è maggiore negli ioni a maggior carica. Così, ad esempio, mentre il cloruro di sodio è molto solubile in acqua, il solfato di bario o il fosfato d’alluminio sono praticamente insolubili; d’altra parte però il cloruro di bario (+ + – –) e d’alluminio (+ + + – – –) sono assai solubili.

Un altro fattore che può influenzare la solubilità è la dimensione molecolare della sostanza da scogliere: così il solfuro di bario è maggiormente solubile del solfato.

Tutti questi esempi ci mostrano, in conclusione, come sia impossibile prevedere la solubilità in acqua di una sostanza, basandosi su una teoria attendibile.

Idrati: in natura si trovano molti minerali che contengono molecole d’acqua, con la funzione di rendere stabile la struttura cristallina.

Se a questi minerali s’elimina, per riscaldamento, l’acqua d’idratazione, s’ ottiene materia anidra, con una variazione della struttura cristallina; fanno eccezione le zeoliti, minerali argillosi, e le proteine, che riesposti all’acqua la riassorbono e si reidratano.

Anche acidi e basi possono esistere, allo stato solido, come idrati: è il caso ad esempio dell’idrato di bario che contiene otto molecole di cristallizzazione o dell’acido ossalico, che ne contiene due.

Suddivisione delle acque naturali.
Le acque in natura si possono suddividere in acque meteoriche e telluriche.

Le prime provengono dalla condensazione del vapore acqueo dell’atmosfera. In teoria più pure delle altre, contengono, in ogni caso, disciolti, gas atmosferici e, ahinoi, le impurità che l’uomo produce, come gas tossici e particelle solide che sono disperse nell’aria.

Le acque telluriche, secondo la loro origine, si dividono poi in acque vadose, quando la loro provenienza è relazionata ai fenomeni atmosferici, ed acque iuvenili, quando sono di origine magmatica.
Acque vadose.

Quando le acque piovane giungono al suolo, possono evaporare, restare in superficie in corsi d’acqua, laghi, mare, o penetrare nel sottosuolo. Queste ultime raggiungono, ad un certo punto uno strato roccioso impermeabile e formano le falde; poi, in corrispondenza di fratture della roccia, possono scendere ulteriormente fino a trovare altri strati impermeabili. Queste acque, protette dall’inquinamento delle varie stratificazioni rocciose, sono dette acque profonde: nella loro discesa avviene un arricchimento salino ed una diminuzione della carica microbica instauratasi al contatto col terreno. L’acqua tenderebbe a scendere ancora, ma, per il progressivo aumento di temperatura all’interno della crosta terrestre (il gradiente geotermico è di 0,03°/m), ad un certo punto, risale e va ad alimentare le sorgenti, da cui fuoriesce per infiltrazione.


Acque iuvenili.

Sono le acque che si formano direttamente dalla condensazione di magmi profondi.

Il magma è una miscela pastosa di vari ossidi (silicio, ferro, alluminio, calcio, magnesio, potassio, sodio, ecc.) assieme ad altri componenti che, per l’elevata tensione di vapore, diventano volatili (cloro, fluoro, solfo, acqua, ecc.). I magmi primari, più o meno differenziati, possono assimilare rocce con cui vengono a contatto, dando luogo a magmi detti sintetici, di composizione più varia. In seguito alla fusione di rocce preesistenti, durante un’orogenesi, si possono formare magmi secondari; questi si possono poi mescolare ai magmi primari producendo magmi detti ibridi.

Le fasi di solidificazione del magma sono quattro: 1. Fase ortomagmatica. Il magma raggiunge una zona dove, per la minor temperatura, può cominciare a solidificare. Si separano allo stato solido i componenti meno volatili ed il magma si presenta più fluido che in origine, nonostante l’abbassamento della temperatura. 2. Fase pegmatica. La solidificazione prosegue, ma dando luogo a cristalli più grossi e definiti. 3. Fase pneumoautolitica. I pochi composti rimasti allo stato pastoso, esplicano un’azione diretta circolando attraverso le masse solide già formate. Ultima a condensare è l’acqua, che, per la forte pressione, si mantiene allo stato liquido anche a temperature maggiori di quella d’ebollizione, esercitando un gran potere solvente. 4. Fase idrotermale. L’acqua, ormai giunta quasi in superficie, deposita alcuni minerali in filoni e fuoriesce con una costanza di portata, a prescindere dalle variazioni stagionali.



Cenno ai minerali della crosta terrestre.
Un approccio completo ai numerosi minerali presenti sulla crosta terrestre consentirebbe una comprensione maggiore delle caratteristiche saline delle acque minerali, ma accenneremo qui soltanto ai più importanti minerali che ne influenzano la composizione.

La pirite è un bisolfuro ferroso. È diffusa in filoni e come parte di rocce eruttive e metamorfiche. Cristallizza nel sistema monometrico, ha splendore metallico e colore giallo-ottone. Percossa col martello sviluppa anidride solforosa, trasformandosi in solfuro ferroso. Con acqua ed anidride carbonica si trasforma in limonite (sesquiossido idrato di ferro), mettendo in libertà acido solfidrico e solfo.

La calcite è carbonato di calcio. È presente nei calcari delle rocce sedimentarie e nei marmi metamorfici. Cristallizza nel sistema romboedrico; è, fondamentalmente, bianca, ma può assumere una colorazione accidentale, bruna per il contatto con bitumi, gialla o rossastra se mescolata ad ossido di ferro. Con acido cloridrico libera anidride carbonica, trasformandosi in bicarbonato (travertini, alabastri). Lo stesso avviene per il contatto con acque piovane ricche d’anidride: è il fenomeno carsico.

La dolomite è un carbonato doppio di calcio e magnesio. Simile alla calcite, dà effervescenza con gli acidi.

Il quarzo è un ossido di silicio. Origina per la lenta separazione, a temperatura elevata, da soluzioni acquose diluite. Fa parte di rocce eruttive, sedimentarie metamorfiche (gneiss). Cristallizza nel sistema romboedrico, è principalmente incolore e trasparente, anche se si trovano varietà colorate come il rosa o il citrino. È fragile ma molto duro e resistente agli agenti atmosferici.

I feldspati sono silicati d’alluminio, potassio, sodio, calcio. Costituenti essenziali di rocce eruttive e metamorfiche, sono facilmente alterabili per fenomeni idrotermali e si trasformano in caolino ed argilla.

Le miche sono allumo-silicati di un metallo alcalino, di magnesio, ferro ed alluminio. Si trovano nelle rocce eruttive acide (graniti, porfidi), nelle sedimentarie (arenarie) e metamorfiche (gneiss, micascisti).

Le rocce, in base alla loro genesi, si dividono in tre grandi categorie: eruttive o massicce, sedimentarie, metamorfiche.

Le prime ebbero origine dalla consolidazione di magmi di profondità moderata, avvenuta in cavità sotterranee (rocce intrusive), o in superficie (effusive). La conseguenza è una diversa struttura che, per le prime, è granitoide, cioè ad elementi più o meno grossi, visibili ad occhio nudo e pressoché delle stesse dimensioni, a causa del lento raffreddamento.

Mentre nelle lave la struttura è microcristallina, ad elementi piccolissimi, discernibili solo al microscopio, o porfirica, cioè con cristalli grossi immersi in massa microcristallina: in tal caso gli elementi grossi, originatisi in profondità, furono trasportati in superficie mescolati alla lava. In genere le rocce eruttive si trovano in ammassi irregolari od in filoni.

Le rocce sedimentarie sono invece dovute ad azioni esterne di demolizione o smantellamento, soprattutto per opera d’agenti atmosferici, di rocce preesistenti di vario tipo che si sono depositate. Caratteristica tipica è la stratificazione, con spessori variabili, da valori minimi (es. i calcari fogliettati), a vari metri (es. le dolomie). Contengono molto spesso fossili d’animali e vegetali, che costituiscono un mezzo essenziale per determinarne l’età per via paleontologica.

Le rocce metamorfiche provengono invece da modificazioni di rocce sedimentarie od eruttive, talmente radicali che, a volte, non è possibile stabilire da quale categoria derivino. Alcune sono fogliettate, a causa d’elevate pressioni meccaniche (scisti).


Permeabilità delle rocce.

Occorre distinguere una permeabilità intrinseca, riguardante la massa delle rocce che sono prive d’accidentalità, ma presentano una struttura discontinua; ed una estrinseca, conseguente alle azioni fisico-meccaniche o chimiche che si sono manifestate sulle rocce stesse durante la loro storia geologica. Queste ultime hanno spesso modificato profondamente le proprietà originarie degli strati o degli ammassi, anche dal punto di vista del loro comportamento idrico. Nel primo caso, se trascuriamo l’ininfluente porosità delle rocce che in litologia sono dette compatte, in quanto i pori sono in esse talmente microscopici che l’adesione dell’acqua alle pareti prevale sulla capacità dell’acqua di attraversarli, si può affermare che la categoria delle rocce variamente permeabili è rappresentata da ghiaie, sabbie, pozzolane(1), tufi calcarei ed alcuni tipi di tufi vulcanici, travertini spugnosi o forati. Per i materiali sciolti, il grado di permeabilità dipende dalla loro granulometria. In genere gli stati ghiaiosi sono quelli che possono offrire elevate portate idriche, e la ricerca dell’acqua in essi ha elevate possibilità di successo. Al contrario, nelle sabbie fini, come quelle plioceniche frequenti nell’Appennino, la portata è modesta, a causa delle esigue dimensioni degli spazi liberi, nei quali l’acqua incontra elevate resistenze al moto. Le pozzolane possono paragonarsi, riguardo alla loro permeabilità, a sabbie di media grossezza: in esse, infatti, la percentuale dei vuoti è maggiore, ma la superficie dei granelli è rugosa e l’acqua incontra resistenza.

La sinclasi, frattura di raffreddamento rapido, presente nelle rocce laviche, sebbene non si possa considerare una proprietà strutturale della materia, è in stretta relazione con la loro giacitura e non si può quindi ritenere un’accidentalità. È proprio grazie alle sinclasi che rocce laviche di gran compattezza, come ad esempio i basalti, assumono caratteri di permeabilità spesso elevata, per cui, in determinate condizioni ambientali, è possibile ottenere da esse copiosi approvvigionamenti d’acqua.

Le rocce eruttive possono essere affette anche da diaclasi, fratture senza spostamento dei due fronti.

Cause accidentali molto importanti, capaci di modificare notevolmente le caratteristiche di permeabilità delle rocce, sono le azioni orogenetiche, i processi che portarono alla formazione dei monti, di cui si considerano gli effetti meccanici, indipendenti cioè dalle manifestazioni di metamorfismo, che possono avere le caratteristiche fisico-chimiche delle rocce originarie pressoché immutate; e le faglie (fig. 1), grosse fratture, variamente inclinate, interessanti, a volte, intere vaste regioni o terreni a volte diversi, non di rado accompagnate da grandi spostamenti verticali; le labbra delle faglie possono mostrarsi anche notevolmente allontanate e, in tal caso, lo spazio si trova riempito di materiale detritico vario, comunemente permeabile, o da filoni metalliferi o da roccia eruttiva.

fig. 1

legenda delle figure 1-7.

P = strato permeabile,

I = strato impermeabile,

S = sorgente,

T = terreno,

F = falda,

A = affioramento.
In ogni caso le faglie costituiscono un’efficace via di penetrazione delle acque esterne e possono creare nuove comunicazioni di stati permeabili, sia con l’esterno, sia fra loro.

La permeabilità accidentale delle rocce è notevolmente influenzata dalla disposizione delle relative fratture. In particolare sarà massima allorché queste sono verticali, poiché aumenta la velocità di circolazione dell’acqua; inoltre dalla regolarità, dall’ampiezza, dalla corrispondenza o dalla facile comunicazione di una discontinuità coll’altra, dalla presenza di materiali impermeabili in esse. Se il riempimento naturale della diaclasi è di natura argillosa, la permeabilità può diminuire assai.

Tra le azioni chimiche esercitate sulle rocce è importante, per gli effetti idrogeologici, quella conseguente alla dissoluzione dei minerali calcarei e gessosi, dovuta all’anidride carbonica di cui sono molto ricche le acque piovane (circa 37 volte rispetto al contenuto dell’aria).

Altro fattore che incide sulla dissoluzione è la temperatura elevata delle acque.

In genere l’azione solvente erosiva delle acque meteoriche sui calcari, o meglio la corrosione visto che si tratta di un processo chimico, parte da punti particolari come le fratture afferenti la massa, che vengono amplificate in maniera irregolare, in conseguenza della massa rocciosa eterogenea, o dell’andamento accidentale delle soluzioni di continuità. Si può così capire la genesi delle caverne sotterranee, degli inghiottitoi(2), delle fosse geosinclinali(3), delle solcature superficiali; mentre la formazione delle doline(4) richiede anche il cedimento del tetto di caverne preesistenti.

Circolazione delle acque nel sottosuolo.
Parte dell’acqua piovana penetra nel sottosuolo in misura variabile da terreno a terreno, che può essere più o meno permeabile o inclinato. La rimanente scorre superficialmente e tende ad evaporare. Le acque entrate nel sottosuolo, attraverso i meati della massa rocciosa o per cause accidentali, si spingono, nel caso più comune, fino ad incontrare uno strato impermeabile per svariati motivi; grande importanza rivestono gli strati argillosi, decisamente impermeabili, per le ragioni già viste.

A contatto con questi strati si formano falde o nappe acquifere sotterranee. La velocità delle acque varia dall’ordine di millimetri/die, come nel caso di sabbie finissime, fino a chilometri/die, come nelle circolazioni carsiche; influenzano, ovviamente, la velocità, l’inclinazione degli strati, e la possibilità di smaltimento all’esterno, ecc.

Nel caso d’alternanza multipla di strati permeabili ed impermeabili, si hanno diverse falde acquifere, allorché l’acqua penetra in quelli permeabili intermedi, attraverso le loro testate: se la falda è originata da una percolazione diretta è detta freatica, mentre le altre si dicono profonde; queste ultime, se comprese tra due strati impermeabili, sono dette sotto carico o artesiane (fig. 2).

fig. 2
Il carico idraulico è talvolta sufficiente alla fuoriuscita a giorno, attraverso pozzi o sondaggi, e ciò avviene, quando la quota dell’affioramento idrovoro è sensibilmente superiore a quella d’erogazione; altrimenti l’acqua, pur montando nella canna del pozzo, si arresterà ad un livello intermedio, perché la quota d’affioramento è inferiore a quella di sbocco, quindi necessiterà ricorrere al pompaggio per effettuare l’estrazione.

I pozzi si distinguono in superficiali o profondi, secondo la natura della falda.

Il livello delle acque freatiche poco profonde, di pianura, può variare, oltre che per l’andamento stagionale, anche per l’estrazione che se ne fa dai pozzi, e per le piene dei fiumi, che ostacolano il libero deflusso delle acque circolanti.

Lo studio del percorso delle acque sotterranee si esegue con metodi diversi: coloranti, colture batteriche, sostanze in sospensione, materiale radioattivo. Può servire, fra l’altro, alla determinazione delle zone di protezione delle sorgenti, allo scopo di evitarne l’inquinamento accidentale, per opera dell’uomo o degli animali.


Le sorgenti

Si chiamano sorgenti le emissioni d’acqua dal suolo, aventi un certo carattere continuativo (perenni) o periodico (intermittenti). Riguardo all’importanza ed al tipo dei bacini sotterranei alimentatori, e in rapporto alle caratteristiche geologiche (struttura, tettonica, permeabilità) delle rocce e dei rispettivi bacini, esse possono riferirsi ad uno dei seguenti gruppi principali:

a) sorgenti d’emergenza o di fondo valle: si hanno al contatto di terreni impermeabili di fondo valle, ai quali sovrastano materiali permeabili in cui le acque possono penetrare e circolare fino ad emergere in corrispondenza dei punti più bassi (fig. 3).

fig. 3
b) sorgenti di versamento in valle sinclinale (o di deflusso, o di strato): si manifestano in valli dove gli strati rocciosi hanno pendenza verso l’interno di esse, ed affiorano nei punti di contatto tra le rocce permeabili con le rocce impermeabili sottostanti (fig. 4).

fig. 4
c) sorgenti di versamento in valle isoclinale: fuoriescono dal lato più alto della valle, sempre al contatto fra strati impermeabili e permeabili, quando gli strati hanno disposizione isoclinale, cioè aventi pendenza nello stesso verso, su ambo i fianchi della valle (fig. 5).

fig. 5
Gli strati permeabili possono essere anche sormontati da altri impermeabili, nel qual caso la penetrazione e l’affioramento delle acque avviene solo attraverso le testate (fig. 6).

fig. 6
d) sorgenti di sinclinale ascendente: si hanno, quando lo sbocco è a quota inferiore rispetto agli affioramenti, attraverso i quali le acque esterne penetrano nello strato permeabile, che ha una disposizione a conca. L’acqua esce dalla sorgente, per effetto di una pressione più o meno notevole.

e) sorgenti sinclinali di trabocco o di sfioramento: se superiormente allo strato permeabile (fig. 5), i terreni sono anch’essi permeabili, sia della stessa natura, sia eterogenei.

f) altri casi di sorgenti di sfioramento si possono avere per cause naturali di sbarramento, o accidentalmente per l’incontro con faglie o per altri ostacoli. Un esempio è rappresentato dalla fig. 7, in cui l’acqua d’infiltrazione nello strato permeabile può fuoriuscire solo in S, alla soglia di sbarramento, costituito dallo strato impermeabile I1. Analogamente, si possono avere strati impermeabili disposti a mantello, addossati a mezza costa, o solo verso il fondo valle, ad un gruppo montuoso permeabile ed idrovoro, al cui contatto, nelle zone più basse, si formano le sorgenti.


fig. 7
g) sorgenti diaclasiche: sono caratteristiche di massicci calcarei o dolomitici; anche per questo tipo di sorgenti non è indispensabile un sottofondo impermeabile di natura diversa, potendo funzionare, da arresto alla circolazione, strati più compatti della stessa roccia.

La circolazione in tali calcari, affetti da fratture ad andamento eterogeneo, è talvolta resa più complessa dall’azione dell’acqua, che nella massa ha scavato condotti e caverne intercomunicanti, a percorso accidentato.

Spesso le acque sorgive sboccano da caverne che si aprono all’esterno, con sezione resa più ampia dalle azioni chimiche e meccaniche dell’acqua fuoriuscente e dalle materie solide che questa può tenere in sospensione. La velocità che assume l’acqua all’interno di questi massicci calcarei può essere particolarmente elevata e raggiungere una portata d’alcuni metri cubi il secondo.

h) sorgenti intermittenti si dicono quelle che, con una relativa indipendenza dal regime delle precipitazioni atmosferiche, ripetono aritmicamente la loro emissione periodica, intercalata da intervalli di secchezza. Per spiegare il meccanismo si è ricorso all’ipotesi dell’esistenza di serbatoi sotterranei e canali di comunicazione con l’esterno, capaci d’imitare il meccanismo dei sifoni idraulici (fig. 8).



fig. 8
i) talvolta l’emissione delle sorgenti avviene lungo le sponde o dal fondo di un lago o del mare (sorgenti subacquee), o dagli alvei dei fiumi (sorgenti subalvee).
Tutte le sorgenti, di qualsiasi tipo, dovute ad un unico fenomeno tettonico, si classificano sotto la denominazione di ‘sistema di sorgenti’; in particolare, quando i vari punti di scaturigine sono allineati lungo l’affioramento di un piano di faglia, si ha la cosiddetta ‘linea di sorgenti’.


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libri -> R. T. E. (Un Sogno Riformista)
libri -> Mauro orsatti per lui, con lui, in lui
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libri -> Primo Levi. Se questo e' un uomo. Giulio Einaudi editore, Torino 1958. Indice. Prefazione. IL viaggio. Sul fondo. Iniziazione. Ka-Be. Le nostre notti. IL lavoro. Una buona giornata
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