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Le caratteristiche morfologiche dei corsi d’acqua

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2 Le caratteristiche morfologiche dei corsi d’acqua

2.1 Origine dei sedimenti fluviali

I corsi d’acqua naturali svolgono la funzione di trasportare volumi liquidi e

solidi generati dal bacino idrografico di appartenenza. L’entità di tali volumi e la loro

distribuzione nello spazio e nel tempo, dipendono dalle caratteristiche climatiche,

geolitologiche, morfologiche e di uso del suolo del bacino stesso; queste, attraverso

vari processi idrologici, definiscono il regime dei deflussi liquidi e solidi che

alimentano e caratterizzano la rete idrografica.

I sedimenti clastici derivano da processi erosivi che si esplicano attraverso la

rimozione di particelle solide, sia dai versanti sia dalle sponde del corso d’acqua

stesso. I sedimenti possono perciò derivare dalla disgregazione diretta di roccia

affiorante o, indirettamente, dall’erosione di suoli, di depositi superficiali sui versanti o

dai depositi alluvionali stessi. In un bacino idrografico, inoltre, la produzione dei

sedimenti può essere di tipo distribuito, dovuta a fenomeni di ruscellamento

superficiale, o di tipo concentrato, in corrispondenza di fenomeni erosivi spiccati in

una zona ristretta.

In genere in un bacino idrografico si individuano tre zone principali:

• la zona di produzione dei sedimenti, che in genere coincide con la parte

più a monte del bacino, dove prevalgono processi erosivi a scala di

versante;


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• la zona di trasporto dei sedimenti, dove il fiume convoglia il materiale

proveniente dalla zona di produzione verso valle, immobilizzando parte

di tale materiale sotto varie forme di deposito (barre, pianura

inondabile) che poi possono rendere nuovamente disponibile il

materiale in seguito;

• la zona di deposizione che corrisponde con la porzione terminale del

bacino idrografico.

Una volta raggiunta la rete idrografica, le particelle di sedimento sono soggette

all’azione della corrente, che se dispone di energia sufficiente, può trasportarle verso

valle per una distanza ed un tempo variabile a seconda delle caratteristiche idrauliche

della corrente stessa.

Le particelle più fini, come le argille, necessitano di una energia del flusso

bassissima per essere trasportate; durante gli eventi di piena, infatti, queste particelle

possono essere trasportate facilmente in sospensione per lunghissime distanze.

I clasti più grandi invece si metteranno in moto soltanto al superamento di un

certo valore critico di portata e si sposteranno in aderenza al fondo o per salti

intermittenti, coprendo distanze variabili a seconda delle loro dimensioni.

L’interazione flusso-sedimenti comporta due fenomeni principali: la

diminuzione della granulometria lungo l’alveo e lo sviluppo di forme di fondo.

La riduzione della dimensione dei sedimenti con la distanza è il risultato di due

fenomeni: l’abrasione ed il trasporto selettivo (Billi & Paris, 1998). L’abrasione

meccanica dei clasti si attua principalmente durante le fasi di trasporto in cui le

particelle vanno soggette a collisioni le une contro le altre, attuando processi di


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distacco di porzioni superficiali della particella favorite dalla presenza di fratture

latenti o processi di alterazione avvenuti nel tempo.

Il fenomeno del trasporto selettivo consta invece di due principali azioni:

• l’inizio del trasporto selettivo, per cui soltanto la frazione dei sedimenti

d’alveo inferiore al diametro critico, relativo alla capacità di trasporto di

un dato flusso si muove;

• trasporto differenziale, così che i clasti più piccoli sono trasportati

velocemente e più lontano di quelli più grandi.

Durante un evento di piena, al crescere della portata, clasti sempre più grandi

vengono messi in moto fino ad arrivare ad una condizione di flusso tale che tutti i

sedimenti sono in movimento. Nella fase recessiva della piena, al decrescere della

portata iniziano a depositarsi i clasti più grandi, mentre quelli più fini continuano a

viaggiare, talvolta percorrendo anche distanze notevoli, favorendo così la selezione dei

sedimenti presenti nel letto.

Inizialmente si pensava che l’abrasione fosse l’unico processo responsabile

della diminuzione di grana dei sedimenti fluviali. Più recentemente si è visto che

questa da sola è largamente insufficiente a spiegare i tassi di riduzione granulometria

riscontrati in natura. La rispettiva incidenza di questi due fenomeni è tuttora oggetto di

discussione; pare comunque che il trasporto selettivo possa spiegare fino al 90% della

riduzione di grana dei sedimenti fluviali.


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2.2 Alvei a fondo fisso e fondo mobile

Gli alvei naturali possono essere schematicamente suddivisi in due categorie

principali: alvei a fondo fisso, alvei a fondo mobile.

Alvei a fondo fisso: sono incisi in roccia massiva e sono pressoché privi di

sedimenti, escludendo grandi blocchi di roccia che invadono l’alveo. In questi fiumi, il

flusso possiede una capacità di trasporto esuberante rispetto alla quantità di sedimento

disponibile, per cui tutti i sedimenti che raggiungono l’alveo sono continuamente

rimossi e smaltiti. Si tratta, in genere, di alvei di montagna, caratterizzati da forti

pendenze, in erosione più o meno accentuata a seconda delle caratteristiche

geomorfologiche, litologiche e climatologiche. La loro dinamica morfologica è

estremamente limitata e varia in tempi molto lunghi, di pari passo con i fenomeni di

denudamento dei versanti.

Alvei a fondo mobile: sono incisi in sedimenti incoerenti o poco coerenti, con

sponde dello stesso materiale o roccia massiva. A questo gruppo appartengono la

maggior parte degli alvei di un bacino idrografico. In essi, i sedimenti presenti in

alveo, o nella pianura inondabile in cui questo è inciso, possono essere trasportati

costituendo essi stessi una sorgente di materiale, che si somma a quella dei versanti

oppure possono venire immobilizzati momentaneamente a causa di fenomeni di

deposito. La mobilità stessa dei sedimenti consente una maggior variabilità di tipo

planimetrico e altimetrico.

Nell’ambito di questo studio sono trattati unicamente gli alvei a fondo mobile.


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2.3 Forme fluviali in alveo a fondo mobile

Se si considera un tratto di limitata lunghezza di un alveo fluviale a fondo

mobile, si possono distinguere varie superfici geomorfologiche, poste a quote

topografiche differenti in relazione alla frequenza con cui sono soggette all’azione

della corrente (Figura 3-1).

Le principali forme fluviali sono di seguito descritte, facendo riferimento alle

definizioni e alla terminologia riportate in Hupp & Osterkamp, (1996) e in Rinaldi

(2000).

Figura 2-1. Blocco diagramma in cui sono rappresentate le principali forme fluviali (Hupp &

Osterkamp, 1996). 1: Substrato roccioso; 2: depositi alluvionali; AB: sponde di piattaforma di canale

(channel shelf); AS: piattaforma di canale (channel shelf); CB: canale (channel bed); DB: barra

depositionale (depositional bar); FB: sponda di pianura inondabile (flood plain bank); FP: pianura

inondabile (flood plain); HL: versanti (hillslopes); Tl: terrazzo inferiore (lower terrace); Tu: terrazzo

superiore (upper terrace).


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Canale (channel bed): in un fiume perenne, è quella parte dell’alveo che risulta

totalmente o parzialmente ricoperta di acqua per la maggior parte delle portate che

interessano il fiume.

Barre (bar): sono incluse nella zona di alveo attivo e rappresentano le superfici

topograficamente più basse, leggermente al di sopra del canale. In esse viene

“congelato” parte del materiale trasportato durante le piene, per poi essere nuovamente

mobilitato in seguito. Una barra non vegetata è una barra attiva, cioè soggetta a

movimenti dei sedimenti da parte della corrente, la quale non consente lo sviluppo di

vegetazione sulla sua superficie.

Esistono varie tipologie di barre (si veda Figura 3-2), le quali risultano in

genere strettamente legate al tipo di morfologia fluviale.

Figura 2-2. Tipi di barre. 1. barre laterali; 2. barre di meandro; 3. barre di confluenza; 4. barre

longitudinali; 5. barre a losanga; 6. barre diagonali; 7. onde di sabbia, barre linguoidi o dune


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Ad esempio le barre laterali alternate sono tipiche di fiumi rettilinei o a bassa sinuosità;

le barre di meandro invece sono tipiche di fiumi con una sinuosità più marcata, e

tendono a formarsi nella parte interna delle curve dove il flusso è caratterizzato da

un’energia più bassa; le barre longitudinali e quelle a losanga sono invece tipiche dei

fiumi a canali intrecciati.

Pianura inondabile (floodplain): è una superficie pianeggiante costruita dal

fiume in determinate condizioni climatiche, che in fiumi in condizioni naturali viene

inondata mediamente una volta ogni 1-3 anni.

Il livello idrometrico in grado di raggiungere la pianura inondabile è definito livello ad

alveo pieno o di piene rive (bankfull stage), a cui corrisponde la così detta portata ad

alveo pieno o portata di piene rive (bankfull dscharge).

In molti casi, le aree che soddisfano la definizione di pianura inondabile rappresentano

solo una piccola porzione del fondo valle, posta nelle immediate vicinanze dell’alveo.

Il livello di piene rive è una grandezza molto importante. In seguito vengono illustrate

delle metodologie per riconoscerlo e stimarlo.

In alcuni alvei si possono trovare delle forme di transizione tra barre e pianura

inondabile (channel shelf): si tratta di barre abbandonate dal flusso nel corso del

tempo, le quali diventano progressivamente vegetate e si trasformano in pianura

inondabile.

Terrazzo (terrace): a causa di variazioni climatiche o da modificazioni indotte

dall’attività umana, il fiume può variare la sua posizione altimetrica, costruendo una

nuova pianura inondabile adatta alla nuova quota del fondo. La pianura inondabile


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abbandonata è chiamata terrazzo, che può essere tuttavia ancora inondato da eventi di

piena con tempo di ritorno superiori ai 3 anni.

Una possibile successione di più fasi d’incisione e deposizione che portano alla

formazione del terrazzo è quella illustrata in Figura 3-3 (Schumm, 1977). Supponiamo

che il fiume scorra nella sua pianura alluvionale con un unico canale (A). In seguito il

fiume entra in fase d’incisione, progressivamente la quota di fondo alveo diventa

sempre più bassa, mentre la sommità della pianura inondabile diventa sempre più alta; il

fiume può arrivare ad incidere anche il substrato roccioso sottostante (B). Quando il

processo di erosione è molto avanzato, si verificano fenomeni d’instabilità delle sponde,

le quali ad un certo punto franano riversando tutto il materiale all’interno dell’alveo (C).

La vecchia pianura inondabile diventa il terrazzo più alto; intanto si può eventualmente

formare un secondo terrazzo più basso, in seguito ad una lieve incisione del canale che

risponde così ad una diminuzione dell’apporto solido dovuto alla stabilizzazione delle

sponde. I movimenti laterali del fiume distruggono poi parte del terrazzo più basso,

dando origine ad una nuova pianura inondabile (D).

Figura 2-3. Possibile meccanismo di formazione del terrazzo dovuto a fenomeni d’instabilità di

tipo verticale (Schumm, 1977)


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Si osserva che, la formazione di una nuova pianura inondabile è geneticamente legata

ai movimenti del fiume, sia verticali che laterali, mentre il terrazzo risulta essere

progressivamente eroso in seguito a tali movimenti.

Sponde: sono costituite da superfici con una certa inclinazione o da vere e

proprie scarpate che separano le forme definite prima. Possono essere suddivise in

sponde basse e sponde alte a seconda del dislivello. Le sponde alte sono tipiche di

situazione di erosione (come ad esempio il lato esterno del meandro), le sponde basse

invece sono tipiche di situazione di accrescimento come sulla parte interna del

meandro.

Sequenze riffle e pool: rappresentano una caratteristica comune a pressoché

tutti gli alvei ghiaiosi, nei quali c’è una certa eterogeneità dei sedimenti del fondo. Le

sequenze riffle e pool sono sinuosità di tipo altimetrico. I riffle sono, infatti, degli alti

topografici nel profilo longitudinale di un alveo fluviale. In condizioni di portata

morbida o di magra, i riffle sono caratterizzati da un flusso rapido e poco profondo e da

un aumento localizzato del gradiente della corrente. I tratti di pool sono, invece, quelli

di basso topografico. Qui l’acqua è più profonda, la pendenza del fondo è minore, e in

condizioni di portata morbida lo è anche la corrente.

I riffle sono costituiti da granulometrie più grossolane, mentre la superficie dei pool può

essere costituita da un più ampio fuso granulometrico, interessando anche materiale

molto fine.

La distanza tra un riffle ed un successivo è funzione della larghezza del canale e varia da

4 a 6 volte la larghezza stessa. Si può osservare che il pool tende a formarsi nella zona

compresa tra una curva e la successiva (si veda Figura 3-4).


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Figura 2-4. Schema di una sequenza riffle- pool.

Meandri: sono anse che si susseguono per lo più regolarmente lungo un tratto

del corso d’acqua. Lo spostamento dei meandri avviene attraverso l’erosione fluviale

che si verifica a spese della sponda esterna della curva, dove si concentrano le massime

velocità della corrente. All’erosione della sponda esterna si contrappone un fenomeno

di sedimentazione sulla sponda interna, dove le velocità sono invece minime.

Figura 2-5. Schema dei meandri fluviali (r=raggio di curvatura, l=larghezza d’alveo).


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In base a quanto è emerso, un fiume naturale può essere schematicamente

considerato come costituito da tre componenti essenziali: alveo di magra (baseflow),

alveo di piena (bankfull), pianura inondabile (floodplain), mentre in un alveo

canalizzato secondo i criteri d’ingegneria tradizionale, questi tre elementi vengono

pressoché a coincidere (Rosgen, 1996). Le conseguenze di ciò sono molteplici, in

quanto si viene a creare un netto distacco tra fiume e pianura adiacente. Si avrà assenza

di zone riparie inondate frequentemente e capaci di creare una molteplicità di habitat

ecologici e una varietà faunistica e vegetazionale, assenza di ricarica delle falde,

assenza di arre di espansione delle piene, aumento di energia della corrente durante

eventi intensi e quindi aumento della capacità di trasporto del fiume.

Figura 2-6. Differenze tra alveo fluviale naturale e canalizzato (Rosgen, 1996).


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2.3.1 Criteri per l’individuazione in campagna del livello ad alveo pieno.

Per misurare correttamente il livello ad alveo pieno, è necessario identificare la

quota dove è situata la pianura inondabile. Portate che inducono livello idrici superiori

al livello ad alveo pieno defluiscono nella pianura inondabile, sommergendola.

E’ importante conoscere le differenze fisiche e morfologiche tra la pianura

inondabile e il terrazzo, infatti i fiumi alluvionali hanno spesso più terrazzi (pianure

inondabili abbandonate nel corso degli anni) adiacenti al canale, e questo può indurre,

talvolta, incertezza nel riconoscimento.

Talvolta la pianura inondabile può non essere facilmente riconoscibile, perché

magari non è ben sviluppata, come nel caso di fiumi con fenomeni d’incisione recenti.

Ci sono, in ogni modo, alcuni criteri fisici o visivi per il riconoscimento del livello ad

alveo pieno. Tra questi ricordiamo (Rinaldi, 2000; Rosgen, 1996; Williams, 1978):

• Si può misurare il livello ad alveo pieno in corrispondenza della sommità di una

barra di meandro (point bar). Questi corpi sedimentari sono dei buoni indicatori.

• Si può osservare una variazione di granulometria da grossolana nel canale, a più

fine sopra la pianura inondabile; questo accade perché, durante eventi in cui è

superato il livello ad alveo pieno, il flusso occupa la pianura inondabile e perde

energia depositando sedimenti più fini. Inoltre, si può porre attenzione alle

tracce di recenti inondazioni.

• Si può osservare un cambio di pendenza nelle sponde, ovvero la presenza di una

piccola scarpata.

• Si può osservare una variazione nel tipo di vegetazione: sopra la pianura

inondabile si ha vegetazione di tipo arboreo, mentre al di sotto del livello ad

alveo pieno si trova in genere erba.


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2.4 La configurazione planimetrica degli alvei fluviali

Per configurazione planimetrica di un alveo s’intende il tracciato planimetrico

assunto da un corso d’acqua. Non esistono limiti netti tra un tipo morfologico e l’altro,

in natura si ha piuttosto un passaggio continuo da un tipo ad un altro.

Schumm (1963) basandosi su esperienze di laboratorio, ha suggerito uno

schema classificativi basato sul tipo di trasporto solido prevalente, mettendo in

relazione il tipo di alveo, le condizioni di stabilità e i processi dominanti (Figura 3-7).

Figura 2-7. Classificazione di alvei fluviali basata sulla configurazione planimetrica ed il tipo di

trasporto solido (Schumm, 1963). A. Limite dell’alveo; B. direzione della corrente; C. barre. 1. Alveo e

canale di magra rettilinei; 2. Alveo rettilineo, canale di magra sinuoso; 3a. meandriforme, con larghezza

uniforme e piccole barre di meandro; 3b. meandriforme, con larghezza maggiore nelle curve e larghe

barre di meandro; 4. di transizione tra meandriforme e a canali intrecciati, con larghe barre di meandro e

frequenti canali di taglio; 5. alveo a canali intrecciati.


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Sono distinti cinque tipi principali di forme d’alveo in funzione del tipo di

trasporto solido: trasporto solido al fondo, misto e in sospensione (si veda paragrafo

6.2).

Gli alvei di tipo rettilineo (1) sono associabili ai minimi valori di pendenza e a

condizioni di bassa energia. Aumentando il campo delle pendenze, aumenta

progressivamente la sinuosità del canale (2,3).

Successivamente si cominciano a manifestare i primi caratteri d’intrecciamento

(4); sopra un certo valore di soglia della pendenza, infatti, si verifica una brusca caduta

nel valore della sinuosità che segna il passaggio ad alvei intrecciati, caratterizzato dalle

più alte condizioni energetiche della corrente. In alvei a trasporto misto o con trasporto

al fondo, o con trasporto al fondo prevalente, il canale di magra è normalmente molto

più limitato in larghezza rispetto all’alveo di piena, presenta una sinuosità maggiore ed

una stabilità minore. In alvei a canali intrecciati la stabilità dei canali, delle barre e

delle sponde è ancora minore e la forma dei canali varia anche in modo rilevante in un

unico evento di piena.

Gli alvei rettilinei sono piuttosto rari in natura. Generalmente non si riscontrano

tratti rettilinei più lunghi di 10 volte la larghezza.

I fiumi meandriformi sono quei corsi d’acqua il cui tracciato planimetrico

mostra delle anse arrotondate (dette appunto meandri) che si susseguono in modo più o

meno ripetitivo ed uniforme. Essendo caratterizzati da pendenze modeste, i sedimenti

dei fiumi a meandri sono generalmente fini e tipicamente compresi nel campo delle

sabbie. La parte interna della curva è solitamente occupata dalla barra di meandro,

anche per le barre di meandro si hanno sedimenti più grossolani a monte e più fini a

valle. Una delle caratteristiche più note dei fiumi meandriformi, è l’elevata mobilità

del canale, che si realizza attraverso la migrazione ed il taglio dei meandri.


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I fiumi a canali intrecciati sono caratterizzati da un tracciato in cui i canali si

suddividono e si ricongiungono attorno a corpi sedimentari più o meno estesi, a forma

di losanga, a cui si da comunemente il nome di barre longitudinali. Sono sistemi

fluviali molto attivi che rinnovano frequentemente la loro configurazione d’alveo,

attraverso la distruzione e la riformazione delle barre, la variazione della geometria

idraulica e della posizione dei canali. I sedimenti di questi tipi di fiumi abbracciano

quasi l’intero campo granulometrico. Nei fiumi a canali intrecciati ghiaiosi la

formazione dei depositi sedimentari è legata principalmente alla migrazione delle barre

e al riempimento dei canali abbandonati. La mobilità laterale dei canali è una tendenza

molto forte in questo tipo di fiume. Le barre più frequentemente soggette al flusso

sono prive di vegetazione, generalmente grossolane in superficie e con scarsa matrice

fine. Per queste barre, si osservano materiali più grossolani nelle porzioni a monte e

centrali e depositi più fini nella parte a valle.

Un’altra tipologia di alvei fluviali che ha ricevuto molta minore attenzione

rispetto ai meandriformi e a quelli a canali intrecciati, essendo piuttosto rara in natura,

è costituita dai fiumi anastomizzati. Questi sono costituiti da due o più canali stabili

che singolarmente presentano una sinuosità variabile. Le aree che separano i vari rami

non sono delle barre, ma porzioni della pianura alluvionale (intensamente vegetate) e

sono generalmente pari a svariate volte la larghezza del canale. I fiumi anastomizzati

sono piuttosto rari, in Italia non se ne hanno esempi.


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2.5 Rilevamento geomorfologico di un corso d’acqua

2.5.1 L’importanza degli studi geomorfologici in ambito ingegneristico

L’evoluzione di una rete idrografica e, più in particolare, dei singoli corsi

d’acqua che la compongono, dipende essenzialmente da una serie di condizioni

imposte dal sistema bacino idrografico (caratteristiche climatiche, geologiche,

tettoniche), che il sistema stesso non è in grado di controllare, e da un insieme di

variabili che viceversa il sistema fluviale è capace di generare ed adattare

(caratteristiche idrauliche geometriche e sedimentologiche).

La differenza fondamentale, infatti, tra i canali artificiali con pareti fisse e gli

alvei naturali, è la capacità che hanno questi ultimi di automodellarsi. I corsi d’acqua a

fondo mobile, infatti, sono caratterizzati da geometria, pendenza, forme fluviali e corpi

sedimentari che cambiano nel tempo per rispondere a variazioni di natura morfologica

di tipo naturale o di tipo antropico.

Il sistema è in grado di adattarsi a variazioni dell’apporto solido proveniente da monte,

come nel caso di una maggiore erodibilità dei versanti, dovuta ad un taglio della

vegetazione boschiva, all’abbandono delle campagne, o viceversa ad un prelievo

d’inerti dal fondo dell’alveo.

Il sistema è capace di adattarsi a modifiche del regime liquido delle portate, che

possono essere dovute a variazioni climatiche naturali, oppure a opere di derivazione

per uso antropico o ancora a variazioni dell’uso del suolo a scala di bacino che possono

indurre modifiche nella trasformazione degli afflussi meteorici in deflussi superficiali.

L’evoluzione morfologica di un sistema fluviale ed i relativi cambiamenti che

si possono manifestare, possono indurre dei fenomeni di rischio da dinamica d’alveo.

Nel caso di evoluzioni plano-altimetriche dell’alveo si possono manifestare fenomeni


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di erosione e deposito, i quali possono interessare opere in alveo (ponti, infrastrutture,

argini, muri di contenimento ecc.) o manufatti posti nelle vicinanze del corso d’acqua

(case, strade, campi coltivati ecc.) che possono essere danneggiati da fenomeni di

arretramento ed instabilità della sponda.

Quindi, la valutazione dei processi in atto e delle tendenze evolutive è

importante ai fini di una corretta salvaguardia delle opere e dei terreni di nostro

interesse.

Oggi l’importanza dello studio della morfologia e della dinamica dell’alveo

fluviale è largamente riconosciuta. Ad esempio, in caso di alvei fluviali di grandi

dimensioni, è importante rispettare l’armonia e la periodicità della morfologia fluviale;

in questi casi è infatti sconsigliabile cercare di modificare tali caratteristiche in modo

artificiale. Ciò, oltre ad essere controproducente a livello ambientale, lo è anche a

livello economico. Un moderno approccio dovrebbe basarsi, infatti, sul lavorare in

accordo piuttosto che “contro” i naturali processi in atto nelle zone adiacenti al fiume.

Questo però non è sempre possibile, specialmente in un paese come l’Italia

dove le zone adiacenti ai fiumi sono largamente urbanizzate e dove non è più possibile

lasciare agire liberamente il fiume.

La conclusione a cui si perviene, sia che l’approccio al sistema fluviale sia

orientato verso una rinaturalizzazione sia che si preveda un controllo artificiale

dell’alveo, affinché i risultati siano di successo, si deve stabilire lo stato

geomorfologico attuale del sistema e valutarne le tendenze evolutive.


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2.5.2 Studio geomorfologico da documentazione cartografica e fotografica

Quando si vuole classificare ed analizzare un sistema fluviale e tutto il suo

territorio, è necessario riconoscere sia le forme fluviali che in esso sono contenute, sia i

processi che sono responsabili della formazione, del mantenimento e dell’eventuale

erosione di tali forme.

Tale identificazione, risulta essere molto complessa anche per i più esperti, dato

che le forme fluviali ed i processi geomorfologici riscontrabili in natura sono molto

vari.

Attualmente, con i modelli matematici da soli non si può effettuare uno studio

geomorfologico valido; l’approccio qualitativo, basato sull’esperienza oggi continua ad

essere essenziale per gli studi geomorfologici dove sia prevista la classificazione,

l’analisi e la predizione della forma e dei cambiamenti del canale.

La modellazione matematica è molto difficoltosa e fornisce risultati poco attendibili

data l’estrema complessità dei fenomeni (Thorne, 1998).

Ogni studio geomorfologico dovrebbe iniziare con l’analisi di dati esistenti ed

informazioni passate sulle caratteristiche e sulla forma dell’alveo per potere stabilire

l’andamento storico che il corso d’acqua ha avuto. Ciò può essere fatto confrontando

cartografie, foto aree, rilievi delle quote di fondo.

Il confronto di cartografie o foto aree relative ad anni diversi può essere utile

per definire i tratti in cui l’alveo ha cambiato il suo tracciato e presenta tuttora una

maggiore instabilità planimetrica.

Informazioni dettagliate sulle variazione altimetriche e di sezione possono

essere ricavati dal confronto di rilievi topografici (sezioni trasversali, profili

longitudinali anche a corredo di progetti d’intervento sul corso d’acqua). In base a tale


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tipo di analisi, si possono ricavare le seguenti informazioni: individuazione dei tratti

interessati da fenomeni di erosione o sedimentazione distribuita, misura

dell’abbassamento o innalzamento del fondo, ricostruzione dell’intervallo di tempo di

innesco del fenomeno e della sua evoluzione temporale, misura delle variazione di

forma e dimensione della sezione.

2.5.3 Riconoscimento geomorfologico in campagna

Dopo una prima analisi basata su confronti cartografici e fotografici, si deve

necessariamente fare un’analisi in sito recandosi sull’alveo d’interesse.

Affinché lo studio geomorfologico in campagna possa avere validità, deve

essere condotto con un metodo valido e coerente. Ciò non è facile, oltre ad una buona

conoscenza del sistema fluviale in questione, sono richiesti anche principi di idrologia,

idraulica fluviale, geomorfologia fluviale e molta esperienza

Inoltre è ovvio che non si può analizzare il fiume sezione per sezione ma si

dovranno scegliere dei punti rappresentativi sui quali concentrare l’analisi. Si dovrà

quindi studiare il fiume in modo generale (rilevamento geomorfologico generale), in

tutta la sua interezza, effettuando sopralluoghi, per poi scegliere le sezioni specifiche

nel quale condurre osservazione di maggiore dettaglio. Tali sezioni dovranno, dunque,

essere rappresentative visto che le loro caratteristiche saranno ipotizzate valide anche

per le altre sezioni non considerate.

Dopo aver scelto le sezioni, si può dunque fare un’analisi in campagna, dove

verranno valutate le eventuali forme di fondo presenti (pianura inondabile, barre,

terrazzo), misurate le grandezze di interesse (livello ad alveo pieno, larghezza


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dell’alveo attivo, campioni sedimentologici) e verranno identificati fenomeni erosivi o

di deposito.

Durante la fase di rilevamento geomorfologico di campagna, si possono trarre

informazioni sul tipo di instabilità presente (abbassamento del fondo o aggradazione,

allargamento o restringimento) così come è possibile talora ottenere una stima

dell’entità della variazione del fondo, principalmente in base ad evidenze di tipo

geomorfologico e sedimentologico.

Nella tabella 3-1 si elencano i principali tipi di evidenze che si possono

riscontrare durante un rilevamento di campagna.

Tipo di evidenza

Tipo di instabilità

1. Evidenze morfologiche della pianura:

sistemi di canali inattivi nella pianura incisione, restringimento terrazzi nei depositi di fondovalle

incisione

2. Evidenze morfologiche in alveo:

ponti e confluenze sospese, sotto-escavazioni strutture, radici esposte

incisione

strutture sepolte, riduzione luce dei ponti aggradazione arretramento di entrambe le sponde allargamento avanzamento di entrambe le sponde

restringimento

3. Evidenze sedimentologiche:

suoli sepolti da depositi alluvionali aggradazione variazioni tessiturali verticali nei depositi fluviali aggradazione o incisione

Tabella 2-1. Principali tipi di evidenze d’instabilità di alvei fluviali applicabili durante il

rilevamento di campagna (Rinaldi, 2000).

La vegetazione riparia può inoltre fornire immediate e dettagliate informazioni

sui processi evolutivi in atto e sui fenomeni che interessano le sponde. I rami avventizi

forniscono un’accurata datazione dei movimenti di massa che hanno interessato;

questo si può ottenere osservando un prelievo di campione prelevato alla base del


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ramo. Se si riscontrano degli anelli eccentrici nelle cerchie annuali, la pianta è stata

soggetta a dei piegamenti, magari dovuti a franamento di sponde. Questa tecnica è

ovviamente molto valida, ma non di immediata applicazione. La presenza di radici

sepolte invece è un indice immediato di eventuali fenomeni di aggradazione, di cui si

può valutare anche l’entità misurando lo spessore dei sedimenti depositati sulle radici.

2.5.3.1 Le schede di riconoscimento geomorfologico

Per condurre un’analisi il più possibile rigorosa si può fare affidamento a delle

schede guida, grazie alle quali si può seguire una procedura prestabilita e il più

possibile completa.

Si possono utilizzare delle schede guida per:

• offrire una metodologia base per lo studio in sito di forme e processi

fluviali e garantire che vengano considerati tutti gli aspetti necessari ad

uno studio geomorfologico; seguendo l’approccio suggerito dalle

schede si evita, infatti, di condurre un’analisi affrettata, magari

passando rapidamente da considerazioni generali a particolari ed inoltre

si incoraggiano considerazioni su alcuni aspetti che altrimenti

potrebbero passare inosservati;

• raccogliere in modo ordinato tutte le informazioni qualitative e

quantitative in un unico documento, il quale potrà essere utilizzato in

seguito per un confronto con nuove e più aggiornate schede.

Le schede che sono state utilizzate nell’ambito di questa tesi, sono le schede di

riconoscimento geomorfologico proposte da C. R. Thorne (Thorne, 1998).

Le schede utilizzate saranno descritte in maniera più estesa in seguito.

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2 Le caratteristiche morfologiche dei corsi d’acqua 2.pdf · sedimenti può essere di tipo distribuito, dovuta a fenomeni di ruscellamento ... • la zona di trasporto dei sedimenti,