Gli isotopi dell’ossigeno e dell’idrogeno sono considerati dei traccianti, esiste una correlazione diretta tra
le precipitazioni e le acque delle sorgenti, i processi di evaporazione e
condensazione che sono alla base del ciclo idrogeologico influenzano la
distribuzione delle specie isotopiche
della molecola d’acqua.
Graig nel 1961 ha stabilito l’esistenza di una relazione lineare tra il d18O e il dD nelle acque di origine meteorica tramite numerosi dati analitici, questa relazione è espressa dall’ equazione:
dD = 8 d18O + 10 detta “retta delle acque meteoriche globali – GMWL (Global Meteoric Water Line). Questa equazione caratterizza le acque meteorica su scala mondiale ma non quelle che hanno subito una notevole evaporazione (B.Turi). Craig osservò che le acque isotopicamente impoverite erano associate a regioni fredde, mentre quelle arricchite si trovavano nelle regioni calde. Questa ripartizione fu subito riconosciuta come prova per caratterizzare gli ambienti di ricarica delle acque sotterranee, ed è ora la base degli studi sulla loro origine. |
Quando si verifica un evento di precipitazione, ad esempio nelle stazioni che ricevono la parte di vapore derivante dalle fasi finali delle condensazioni precedenti, si nota che i valori isotopici del d18O e del dD risultano più negativi e la pendenza della retta sarà inferiore a 8 (Gonfiantini, 1998).
Anche l’umidità relativa ha un ruolo importante: al suo diminuire diminuirà anche la pendenza della retta, fino al valore di 3.
Per quanto riguarda l’Italia, il lavoro più aggiornato è lo studio condotto da Longinelli e Selmo (2003), in cui sono state monitorate le precipitazioni atmosferiche in 77 stazioni distribuite lungo tutta la penisola e nelle isole maggiori.
Sono state definite tre LMWL:
dD = 7,7094 d18O + 9,4034 (Nord)
dD = 7,0479 d18O + 5,608 (Centro)
dD = 6,97 d18O + 7,3165 (Sud)
da cui si evidenziano marcate differenze tra le stazioni più settentrionali (continentali) e quelle del centro-sud, più condizionate dalla presenza del bacino Mediterraneo.
Anche l’umidità relativa ha un ruolo importante: al suo diminuire diminuirà anche la pendenza della retta, fino al valore di 3.
Per quanto riguarda l’Italia, il lavoro più aggiornato è lo studio condotto da Longinelli e Selmo (2003), in cui sono state monitorate le precipitazioni atmosferiche in 77 stazioni distribuite lungo tutta la penisola e nelle isole maggiori.
Sono state definite tre LMWL:
dD = 7,7094 d18O + 9,4034 (Nord)
dD = 7,0479 d18O + 5,608 (Centro)
dD = 6,97 d18O + 7,3165 (Sud)
da cui si evidenziano marcate differenze tra le stazioni più settentrionali (continentali) e quelle del centro-sud, più condizionate dalla presenza del bacino Mediterraneo.
Fig. Composizione isotopica dell’2H e dell’18O nelle precipitazioni a scala globale. I dati rappresentano la media pesata annuale delle precipitazioni monitorate nelle stazioni della rete globale IAEA, compilate da Rozanski et al. (1993).
Relazione del D delle acque con l' altitudine
L’effetto altitudinale è molto utilizzato negli studi idrogeologici perché permette di identificare la quota di ricarica dell’acquifero.
L’effetto altitudinale è molto utilizzato negli studi idrogeologici perché permette di identificare la quota di ricarica dell’acquifero.
Esempio di Effetto Altitudinale (Frtiz e Clark, 1997)
I rilievi e le catene montuose sono caratterizzati dall'avere d più negativi. Quando una massa d’aria in movimento incontra un rilievo montuoso, ne risale il versante sopravento per superarlo. L’aria ascendente si espande e quindi si raffredda di 1 °C ogni 100 m di innalzamento; ad una certa quota, per saturazione di vapore acqueo e condensazione successiva, si ha la formazione di nubi e delle precipitazioni dette "orografiche". Con la condensazione si ha liberazione del calore latente contenuto nel vapore acqueo, così l’aria che continua a risalire si raffredda più lentamente, 0,6°C/100m (Lupia Palmieri e Parotto, 2000). Le piogge originate ai piedi del rilievo, durante la prima fase di condensazione, sono isotopicamente più pesanti delle piogge che si verificano a quote maggiori, causate da condensazioni che si verificano a temperature più basse.
I gradienti isotopici verticali causati da questo fenomeno possono variare entro limiti abbastanza ampi, in relazione alle condizioni locali.
In letteratura troviamo :
Per 18O tra - 0,15 e - 0,5 ‰/ 100 m e per il D tra -1 e - 4 ‰/ 100 (Yurtesever & Gat, 1981).
I gradienti isotopici verticali causati da questo fenomeno possono variare entro limiti abbastanza ampi, in relazione alle condizioni locali.
In letteratura troviamo :
Per 18O tra - 0,15 e - 0,5 ‰/ 100 m e per il D tra -1 e - 4 ‰/ 100 (Yurtesever & Gat, 1981).