Paolo Mozzi, Ismaele Sostizzo e Nicola Surian...

“materiali “ – dipartimento di geografia – università di padova

Convegno in onore del prof. Giovanni Battista Castiglioni

Comitato Scientifico

Pierpaolo FAGGIMirco MENEGHELGraziano ROTONDI

28/2005a cura di Aldino Bondesan & Alessandro Fontana

con la collaborazione di Elisa Vanzo, Sonia Favaretto, Paolo Mozzi, Ismaele Sostizzo e Nicola Surian

RIASSUNTIConvegno Nazionale A.I.Geo. MONTAGNE E PIANURE

Recenti sviluppi della ricerca in Geografia fisica e GeomorfologiaPadova, 15-16-17 febbraio 2005

Montagne e pianura.qxd 9-02-2005 17:48 Pagina 1

ASSOCIAZIONE ITALIANA DI GEOGRAFIA FISICA E GEOMORFOLOGIAITALIAN ASSOCIATION OF PHYSICAL GEOGRAPHY AND GEOMORPHOLOGY

Convegno Nazionale A.I.Geo.

MONTAGNE E PIANURERecenti sviluppi della ricerca in Geografia fisica e Geomorfologia

MOUNTAINS AND PLAINSRecent developments of the research in Physical Geography and Geomorphology

Padova, 15-16-17 febbraio 2005

Convegno in onore del prof. Giovanni Battista Castiglioni

RIASSUNTIa cura di

ALDINO BONDESAN e ALESSANDRO FONTANAcon la collaborazione di Elisa Vanzo, Sonia Favaretto Paolo Mozzi, Ismaele Sostizzo e Nicola Surian

Convegno organizzato daDipartimento di Geografia “G. Morandini”

Università degli Studi di Padova

Con il patrocinio diINTERNATIONAL ASSOCIATION OF GEOMORPHOLOGISTS (I.A.G.)

ASSOCIAZIONE ITALIANA PER LO STUDIO DEL QUATERNARIO (AIQUA)COMITATO GLACIOLOGICO ITALIANOUNIVERSITÀ DEGLI STUDI DI PADOVAFONDAZIONE GIOVANNI ANGELINI

La stampa di questo volume è offerta da

ZetaBeta Editrice, Vicenza


Comitato OrganizzatoreAldino BondesanMirco MeneghelPaolo MozziGiovanni Battista PellegriniUgo SauroNicola Surian

Comitato Scientifico Carlo Bartolini Augusto BiancottiAldino BondesanAlberto CartonFrancesco DramisPaolo Roberto FedericiElvidio Lupia PalmieriMirco MeneghelGiuseppe OrombelliMario PanizzaGiovanni Battista PellegriniUgo SauroClaudio Smiraglia Leszek StarkelGiorgio Zanon

Segreteria del Comitato ScientificoDr. Aldino BondesanDipartimento di Geografia – Università di PadovaVia del Santo, 26 - 35123 PadovaTel. 049 – 8274085; fax 049 – 827 [email protected]

Segreteria del Comitato OrganizzatoreDr. Paolo Mozzi e Dr. Nicola SurianDipartimento di Geografia – Università di PadovaVia del Santo, 26 - 35123 PadovaTel. 049 – 8274086; fax 049 – 827 [email protected], [email protected]

AIGeoAssociazione Italiana di Geografia Fisica e GeomorfologiaLargo S. Marcellino, 10 - 80138 Napolitel. 081 5473318 Fax 081 5516155e-mail: [email protected]

Atti del ConvegnoGli Atti del convegno a cura di A. Bondesan, P. Mozzi e N. Surian saranno stampati nei Supplementi di GeografiaFisica e Dinamica Quaternaria. L’uscita del volume è prevista entro la metà del 2005.

Ringraziamenti:Questo convegno è stato possibile anche grazie alla preziosa collaborazione di tutto il personale del Dipartimento diGeografia:Roberto Braggion, Domenico Di Bartolomeo, Francesco Ferrarese, Raffaele Fornasiero, Monica Garbo, AndreaGhiraldo, Maria Margherita Pertile, Giovanni Ronchitelli, Bruna Tonietto, Carla Tonin e Francesco Tricomi

e dei dottorandi: Sonia Favaretto, Andrea Ninfo, Silvia Piovan, Ismaele Sostizzo e Elisa Vanzo


PREFAZIONE

Il Convegno «Montagne e Pianure» nasce con l’intento di celebrare la lunga attività di ricerca del Prof.Giovanni Battista Castiglioni, ordinario di Geografia Fisica e Geomorfologia dell’Università degli Studidi Padova. L’iniziativa, promossa dal Dipartimento di Geografia «G. Morandini», nel quale il prof. Casti-glioni ha svolto la sua attività di didattica e di ricerca e del quale è stato co-fondatore, è stata portata avan-ti dall’AIGeo, Associazione Italiana di Geografia Fisica e Geomorfologia che raccoglie tra i suoi iscritti laquasi totalità dei geografi fisici italiani. Il Convegno diventa, quindi, un’occasione per fare il punto sullaricerca geomorfologica e geografico-fisica nazionale.

In questo numero della rivista «Materiali» sono raccolti i riassunti delle 24 comunicazioni orali e dei61 poster presentati al convegno. Gli Atti del Convegno, che saranno invece pubblicati sui Supplementidella rivista «Geografia Fisica e Dinamica Quaternaria», raccolgono quasi quaranta articoli riguardanti va-rie tematiche geomorfologiche e geografico-fisiche (dalla glaciologia alla geomorfologia fluviale, dagli am-bienti periglaciali a quelli costieri, dalla geomorfologia applicata alla geoarcheologia e altre ancora). Il nu-mero elevato di contributi attesta non solo la partecipazione del mondo scientifico alle celebrazioni in ono-re del Prof. Castiglioni, ma ancor più la vitalità di questo settore della ricerca italiana. Ci sembra inoltreinteressante rilevare la presenza di un numero piuttosto elevato di contributi scientifici di giovani ricerca-tori, segno di continuità e di rinnovamento in una disciplina più che mai attuale, le cui applicazioni sonosempre più diffuse.

IL COMITATO ORGANIZZATORE

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COMUNICAZIONI ORALI


La geomorfologia è divenuta una disciplina im-portante non solo nell’ambito delle scienze dellaTerra, ma più in generale nelle scienze dell’Am-biente. La ricerca di una base teoretica è stata unacostante nel suo sviluppo. Il più celebre tentativofu quello di W.M. Davis che nel 1899 con il «ci-clo geografico» e «l’erosione normale» elaboròuna teoria sull’interpretazione genetica del rilievoterrestre in armonia con il credo evoluzionista chesi stava ormai imponendo.

Successivamente la Scuola germanica di A.Penck pose alla base del processo morfogeneticogeneratore delle forme l’erosione dei versanti, inun quadro in cui si prevedono stretti rapporti fraprocessi endogeni e processi esogeni con evolu-zione generale del rilievo secondo la pediplanazio-ne.

Con la constatazione della variabilità delle for-me alle varie latitudini si è poi imposta una nuo-va teoria, quella della «Geomorfologia climatica»con alla base il paradigma che le forme del rilievoterrestre evolvono sotto l’azione dominante delclima, per cui le forme tipiche si dispongono in li-nea di massima secondo fasce di latitudine (geo-morfologia zonale).

Sempre presenti sono stati i sostenitori delruolo attivo della struttura geologica, per cui l’a-nalisi strutturale sarebbe sempre pregiudizialeallo studio morfologico. Va ricordato che nelSettecento e parte dell’Ottocento si riteneva chele forme della Terra fossero sempre e semplice-mente l’espressione della tettonica (paradigmateleologico). Se fosse così, la morfologia struttu-rale sarebbe la base paradigmatica della geomor-fologia e si contrapporrebbe alla geomorfologiaclimatica.

L’incertezza dottrinale ha spinto, specialmen-te in America, all’uso degli strumenti quantitativie modellistici al servizio non più della geometriadelle forme ma dei processi (Geomorfologia Di-namica). Lo studio delle funzioni prodotte daglielementi di una struttura o di un sistema, ancora-to alle conoscenze fisiche e chimiche e alla quan-

tificazione, non solo sta alla base della geomorfo-logia dinamica ma, secondo i suoi sostenitori, puòpermettere i più alti livelli di comprensione. È ilparadigma del funzionalismo, di evidente impron-ta positivista.

La spinta alla introspezione della materia par-ticellare ha però comportato il cambiamento discala, divenuta sempre più piccola, con una per-dita della visione regionalista e della realtà del ter-reno e quindi, un allontanamento dagli obiettiviiniziali della Geomorfologia. Negli anni più recen-ti, l’introduzione delle tecnologie informatiche hafatto credere di poter risolvere i problemi con unosfrenato uso della modellistica, ma i problemi epi-stemologici sono tutt’altro che risolti. Per esem-pio, a seconda del paradigma usato cambia la sca-la dello spazio, tanto che oggi si parla di macro-scala, mesoscala, microscala ed ora anche di nano-scala; così pure l’attenzione ai processi antropiciha introdotto oltre il livello della scala geologica eil livello dei processi anche il livello dei tempiumani e dei processi istantanei. Il merito dell’usodi scale diverse è quello di aver permesso una mi-glior comprensione degli eventi estremi e poiquello del ruolo della morfogenesi antropica. Suquesto versante la Geomorfologia ha di molto al-largato la sua sfera d’interesse ed ha acquisito unaindubbia valenza applicativa e inoltre le esigenzeestetiche e ludiche della persona umana ha per-messo di estendere la valenza della Geomorfolo-gia all’ambito culturale. Una scienza dunque, laGeomorfologia, che ha avuto un enorme svilupposeppure con fragili fondamenta teoriche ed episte-mologiche. Una via per la sua sistemazione po-trebbe essere quella della ricerca dei paradigminell’ambito della teoria dei sistemi, in quanto unodei problemi di fondo è quello dell’entropia deiprocessi che stanno alla base della generazionedelle forme. È comunque probabile che oggi ci sitrovi in un periodo caratterizzato dalla coesisten-za di più paradigmi, ma rimane la convinzione chela Geomorfologia sia una scienza unitaria, anchese dialettica nelle sue componenti fondamentali.

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Celebrazioni in onore di Giovanni Battista Castiglioni

RELAZIONE AD INVITO

PARADIGMI E TEORIE DELLA GEOMORFOLOGIA

Federici Paolo RobertoUniversità degli Studi di Pisa, Dipartimento di Scienze della Terra, via Santa Maria, 53. I – 56126, Pisa (Italy) [email protected].


Il lavoro propone una nuova scheda per il cen-simento e la caratterizzazione dei rock glaciers sul-la base dell’analisi di fotografie aeree. La metodo-logia proposta integra l’osservazione di fotografieaeree in tre dimensioni allo stereoscopio con l’u-tilizzo del GIS per la mappatura e la determina-zione dei principali parametri morfometrici deidepositi. L’utilizzo del GIS consente infatti di ef-fettuare misure secondo parametri definiti (lun-ghezza, larghezza, pendenza ecc.). Il GIS vieneinoltre utilizzato per la gestione, l’organizzazionee la visualizzazione dei dati raccolti nella scheda,mediante la realizzazione di un database collega-to agli elementi geografici riportati sulla cartogra-fia. Sulla base di recenti esperienze sviluppate inmolte aree alpine, le informazioni contenute nel-la scheda integrano e aggiornano quelle già pro-poste in letteratura e utilizzate per la stesura delCatasto dei Rock Glacier delle Alpi Italiane. Inparticolare, sono state utilizzate le più recenti de-

finizioni per quanto riguarda lo stato di attività deirock glaciers (classificati in attivi/inattivi o relittia seconda di alcune caratteristiche), la loro geo-metria (depositi di tipo lobato, a forma di linguao equidimensionali) e forma generale (depositisemplici o complessi). Altri campi della schedadefiniscono l’origine del detrito che alimenta i de-positi, la loro ubicazione, la relazione con formeglaciali e nivali situate a monte, la relazione con ilimiti locali della vegetazione e la caratteristichemorfologiche superficiali. La nuova scheda è sta-ta utilizzata per un collaudo in Alta Val d ’Ultimo(Gruppo Ortles-Cevedale), un’area alpina di cir-ca 30 km2 caratterizzata da una significativa varie-tà di forme. L’applicazione della scheda e dellametodologia proposta ha consentito di descrivereadeguatamente un settore alpino caratterizzato dauna rilevante varietà di forme, fornendo un preci-so ed esaustivo punto di partenza per il loro mo-nitoraggio.

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Sessione geomorfologia glaciale e glaciologia

PROPOSTA DI NUOVA SCHEDA PER IL CENSIMENTODEI ROCK GLACIERS DA FOTOGRAFIE AEREE: APPLICAZIONI

SULL’ALTA VAL D ’ULTIMO (GRUPPO ORTLES-CEVEDALE)

Seppi Roberto 1, Carton Alberto1 & Baroni Carlo 2

1 Università degli Studi di Pavia, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ferrata 1, 27100 Pavia (Italy)[email protected], [email protected]

2 Università degli Studi di Pisa, Dipartimento di Scienze della Terra, Via S. Maria 53, 56126 Pisa (Italy)[email protected]


In questo lavoro si è voluto approfondire l’esa-me delle forme e dei depositi lasciati dal ghiac-ciaio plavense nel Vallone Bellunese durante l’in-tervallo di tempo che va dall’inizio della deglacia-zione alpina all’interstadio tardiglaciale di Bölling(Auct.), durante il quale si ha un sensibile innal-zamento della temperatura ed il ritiro definitivodelle masse glaciali dalle principali valli alpineverso la parte superiore dei bacini. Le ricerchecondotte negli ultimi anni, basate soprattutto sulrilevamento geomorfologico di dettaglio, sui son-daggi geognostici, sulle datazioni radiometriche esullo studio dei pollini nelle torbiere di Modolo eChiesurazza, hanno permesso di costruire un qua-dro cronologico aggiornato sulla evoluzione geo-

morfologica di quest’area durante il PleistoceneSuperiore-Olocene, ed in particolare un aggiorna-mento cronostratigrafico sulle conoscenze delladeglaciazione alpina sul versante meridionale del-le Alpi.

Viene definito lo stadio di Salce che, avendo unlimite delle nevi intorno ai 1660 m, potrebbe es-sere considerato come uno degli «stadi antichi»post-LGM, con un’età compresa tra 16.200 e15.000 anni BP, quindi sicuramente precedente al-l’interstadio tardiglaciale di Bölling (il cui inizio èposto, per il versante meridionale delle Alpi, a13.300-13.500 anni BP), con condizioni climati-che non molto diverse da quelle dell’ultima mas-sima espansione glaciale.

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LA DEGLACIAZIONE ALPINA NEL VALLONE BELLUNESE, ALPI MERIDIONALI ORIENTALI

THE ALPINE DEGLACIATION IN THE VALLONE BELLUNESE, SOUTHERN EASTERN ALPS

Pellegrini Giovanni Battista1, Albanese Diego, Bertoldi Remo2 & Surian Nicola3

1 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica, Corso Garibaldi 37, I-35137Padova (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Parma, Dipartimento di Biologia Evolutiva e Funzionale, Parco Area delle Scienze 11A,43100 Parma (Italy) - [email protected]

3 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geografia «G. Morandini», Via del Santo 26 - 35123 Padova (Italy)[email protected]


L’edificio principale dell’anfiteatro morenicodel Garda è molto complesso e lo studio di nume-rosi autori ha portato a risultati per vari aspettidiscordanti. Lo stato di avanzamento di questi di-battiti dimostra come il problema dell’ultimaespansione glaciale meriti di essere affrontata inuna dimensione multi- ed interdisciplinare. I risul-tati dell’esame preliminare di diverse caratteristi-che dell’ambiente dell’anfiteatro, mai considerateprecedentemente, insieme ai dati già noti, permet-tono di abbozzare un modello dell’ultima grandeavanzata glaciale (LGM) quando la fronte rag-

giunse una posizione che quasi coincide sia con leconclusioni di Penck e Brückner sia con quelle diHabbe. In particolare la massima estensione cor-risponde all’incirca con la ricostruzione di Pencke Brückner, mentre il più importante staziona-mento è in accordo con i limiti descritti da Hab-be. In ogni caso, la lingua glaciale ha trovato quiun preesistente rilievo collinare che avrebbe sol-tanto ricoperto e modificato per alcuni caratteri.L’edificio morenico sarebbe pertanto una struttu-ra complessa risultante da una successione di piùavanzate glaciali.

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L’ENIGMA DEL LIMITE ESTERNO DELLA LINGUA GLACIALEDEL GARDA DURANTE L’ULTIMA GRANDE AVANZATA GLACIALE

THE PUZZLE OF THE OUTER LIMITS OF THE GARDA GLACIERDURING THE LAST GLACIAL MAXIMUM

Sauro UgoUniversità degli Studi di Padova, Dipartimento di Geografia «G. Morandini», Via del Santo 26 - 35123 Padova (Italy)[email protected]


In the Alps, there is a long tradition of scien-tific research on glaciers and on landscapesformed by perennial surface ice. Investigation ofproblems connected to high-mountain per-mafrost is much newer. The interest in both,however, has risen considerably during recentyears. This is primarily due to their close rela-tionship with climate change. Glaciers and per-mafrost do indeed react sensitively to changes inatmospheric temperature because of their prox-imity to the melting point. As a consequence, imatic changes during the 20th century have

caused pronounced effects in the glacial andperiglacial belts of mountain areas. Fast if not ac-celerating changes in ice conditions of coldmountain areas now increasingly influence theappearance and perception of alpine landscapes,the seasonality of melt-water runoff, the intensi-ty of erosion and sedimentation, the stability ofhigh-altitude slopes and the general hazard situ-ation. To anticipate and mitigate such conse-quences of climate change represents a challengeof historical dimensions to the fields of glacialand periglacial geomorphology.

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RELAZIONE AD INVITO

CLIMATE CHANGE AND GLACIAL/PERIGLACIALGEOMORPHODYNAMICS IN THE ALPS:

A CHALLENGE OF HISTORICAL DIMENSIONS

Haeberli WilfriedDepartment of Geography University of Zurich, Winterthurerstrasse 190/Ch, 80057 Zurich (Switzerland) [email protected]


Questo articolo presenta i risultati ottenuti dal-l’analisi di una recente immagine Landsat TM perlo studio dello stato di alcuni ghiacciai delle AlpiItaliane Orientali. Tali risultati sono stati poi con-frontati con un set multitemporale di immaginiLandsat degli anni ’80. Una classificazione di tipofuzzy ha permesso di quantificare le estensioni dineve e ghiaccio scoperto relative alle aree glacia-lizzate. L’integrazione con le informazioni topo-grafiche ancillari ha permesso di ottenere la quo-ta delle fronti, anche se il risultato è soggetto so-vrastima per problematiche legate al modello di

elevazione del terreno e alla recente copertura de-tritica delle fronti. La riduzione areale dei ghiac-ciai in esame nelle ultime decadi viene conferma-ta dal confronto effettuato tra le variazioni di quo-ta stimate da satellite e le misure effettuate duran-te le campagne al suolo. Negli ultimi vent’anni, leAlpi Aurine e Pusteresi hanno subito una appa-rente riduzione delle superfici glacializzate del40% rispetto al valore del 1980, ma molti deighiacciai considerati sono caratterizzati da unarecente copertura detritica che maschera intera-mente larghi tratti del settore frontale.

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IL RITIRO DEI GHIACCIAI DELLE ALPI AURINE E PUSTERESIDELLE ULTIME DECADI DEDOTTO DA UN’IMMAGINELANDSAT TM DEL 2003 E DA RISULTATI PRECEDENTI

Rampini A., Rota Nodari F., Brivio P. A. & Serandrei Barbero Rossana1

1 Istituto di Scienze Marine (ISMAR), Consiglio Nazionale delle Ricerche (CNR), San Polo 1364, 30125 Venezia (Italy)[email protected]


L’obiettivo della ricerca è la ricostruzione tri-dimensionale della superficie di un ghiacciaio,mediante l’uso di immagini stereoscopiche da sa-tellite ed analisi in ambiente GIS (Sistemi Infor-mativi Geografici). Il duplice scopo che ci si pro-pone è quello di migliorare le tecniche per l’estra-zione di Modelli Digitali del Terreno (DTM) inaree ad elevata complessità morfologica e realiz-zare un DTM ad alta risoluzione per lo studio, ilmonitoraggio e la quantificazione della risorsaglaciale. L’estrazione di DTM ad alta risoluzionedella superficie di un ghiacciaio deve affrontarediversi problemi connessi all’estrema variabilitàfisica della superficie stessa. Il ghiaccio è un ma-teriale solido deformabile che è soggetto a conti-nuo movimento, che localmente può dar luogo astrutture ad elevata complessità morfologica,quali seracchi e crepacci, che presentano una va-riabilità stagionale legata alle condizioni meteoro-logiche. Un ulteriore motivo di complessità è la

presenza di possibili coperture detritiche (more-ne superficiali) e nevose che possono alterare ap-parentemente non solo la forma spaziale delghiacciaio, ma anche la sua altezza. La ricerca siprefigge di mettere a punto una metodologia ra-pida, ripetibile e affidabile da affiancare alle tec-niche tradizionalmente usate per i rilievi glaciolo-gici e il monitoraggio delle aree glaciali. Dal pun-to di vista tecnologico, inoltre, si vogliono verifi-care le possibilità offerte dai nuovi sistemi diacquisizione da remote sensing e i relativi softwa-re di elaborazione e analisi. In termini pratici, inquesta prima fase della ricerca sono state verifi-cate l’affidabilità del sistema di elaborazione deldato planoaltimetrico da foto aeree e da satellite,le difficoltà di acquisizione e i relativi costi, i li-miti di utilizzo del dato telerilevato. Tali verifichee analisi sono state eseguite sulla Vedretta de LaMare, nel settore trentino del Parco Nazionaledello Stelvio.

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MODELLI DIGITALI DEL TERRENO (DTM) AD ALTA RISOLUZIONEPER IL MONITORAGGIO DEI GHIACCIAI ALPINI

Pignotti Stefano1, Cecili A., Cinnirrella A., Cipollini C. & Fazzini Massimiliano2

1 IMONT P.za Caprettari, 70 - [email protected] Università degli Studi di Ferrara, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ercole I D’Este 32, Ferrara (Italy)

[email protected]


La Valle di Susa è una valle glaciale trasversalerispetto all’arco alpino e incuneata tra le Alpi Co-zie e le Graie. Per il presente studio, sono stati ac-quisiti ed analizzati i dati climatici ed idrologiciderivanti da fonti diverse. A partire dai dati gior-nalieri,sono stati calcolati i valori cumulati mensi-li delle precipitazioni, delle portate e dei livelliidrometrici. I valori delle precipitazioni medie an-nue sono generalmente costanti e rientrano nel-l’intervallo che oscilla tra 700 e 900 mm, ad ecce-zione del sito particolarmente secco di Gad, dovesi registrano soltanto 600 mm. La distribuzionedelle precipitazioni mostra un andamento bimo-dale con il minimo concentrato nella stagione in-vernale e il massimo autunnale; a seconda dei sitianalizzati il massimo secondario cade in primave-

ra (regime subalpino) o in autunno (regime sub-continentale). Il picco di aumento del livello idro-metrico e di portata si ottiene quasi sempre inmarzo e in giugno, mese in cui si assommano leprecipitazioni e la fusione della neve. Sono statevalutate le risorse idriche della Valle di Susa su ba-se annua. È stato calcolato il bilancio idrologicodella valle di Susa con chiusura alla stazione idro-metrica di Sant’Antonino, considerando i valorimedi annui di precipitazione (metodo delle isoie-te) e di deflusso globale. Anche sulla base delle li-tologie affioranti nell’area, emerge che le precipi-tazioni medie pari a 886 mm vengono bilanciateda un’evapotraspirazione reale di 318 mm, da undeflusso superficiale di 350 mm e da un deflussosotterraneo di 218 mm.

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Sessione climatologia

OSSERVAZIONI SU PLUVIOMETRIA E IDROLOGIADELLA VALLE DI SUSA

Biancotti Augusto, Destefanis Enrico, Fratianni Simona & Masciocco LucianoUniversità degli Studi di Torino, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino (Italy)[email protected] - [email protected] - [email protected]


A detailed analysis of the precipitation featuresin the Italian Alpine system – including the ResiaPass (Val Venosta), the Adamello-Presanella groupand the easter margin of Giulie Pre-Alps (Mt.Matajur) – has shown present classifications of plu-viometric regimes, though valuable and well struc-tured, are not satisfactory in discriminating the dif-ferent regimes types. This is mostly due to thephysiographic complexity of the area that deter-mines different effects of atmospheric perturba-tions at both general and local scale. In the studyarea, about 25,000 km2 wide, within relativelyshort distances both the rainfall and drought peaksof the Italian territory are recorded, with annualvalues above 3000 mm in the Giulie Pre-Alps,north of Udine, and 500 mm north-west ofBolzano, respectively. Previous studies have point-ed out an absolute precipitation minimum (mostlysnow) in winter, a summer maximum in the north-ernmost watersheds and a bimodal equinotial reg-imen in the Pre-Alpine area near the Po Plain. Thepreviuous regimen classifications are mainly quali-tative and are not adequate to the complexity of thestudy area physiography. The quantitative classifi-cation proposed in this paper was obtained consid-ering mean monthly, seasonal and annual precipi-tation data as well as their proportion to the annu-al value averaged on the 1961-1995 interval for 250raingauges. Aim of this study is to define a newmethodology to single out with higher accuracy ar-eas omogeneous in terms of precipitation charac-teristics and the boundaries among the various pre-cipitation regimes in mountain areas characterisedby marked orographic and local precipitration vari-ations. For this purpose K-mean cluster analysiswas used. The study area was subdiveded into sixclasses of stations with similar statistical character-istics. Stations within the same class may begrouped far apart on the study area confirming theirregular distibution of precipitation, irrespectiveof physiographic similarities, in such complexmountain territory. Through spcifically designed

quantitative indexes, obtained by normalised pre-cipitation data, microclimatic situations withregimes, hardly identified by the previous methods,particularly where precipitations are costant in thewarm semester (transition regimes), were pointedout. The study area resulted subdivide into sixmain precipitation types – ranging from the conti-nental summer unimodal to the sub-padan (Fazzi-ni, 2001) with modest but constant year roundrainfalls – and four sub-continental sub-types. Asignificant relationship between such pluviometrictypes and the six clusters obtained by the k-meansclustering resulted. In particular, the clusters char-acterising the inner areas of the Alpine chain coin-cide with the continental regime portions of the ter-ritory, while the outer areas generally concide withthose characterised by Pre-Alpine and Sub-Alpineequinotial regimes. The procedure developed al-lowed to identify a distinctive transition regime, in-cluding the stations located in intermediate areas oron cluster boundaries, charaterised by similarspring, summer and autumn totals, capable ofclearly discriminate between the continental andsub-mediterranean dominions. A particular situa-tion, given by the geographic position, is that of thesubcontinental type 4, occuring in the valleys of thesouthern portion of Ortles-Cevedale group (west-ern Trentino) and characterised by a peak in Mayfollowed by a constant decline of precipitation,down to an minimum in December-January. Thelocation of the area, downwind of the mostly per-turbated flows, determines scarce precipitations.Moreover, the occurrence of wide areas coveredwith vedrettes and valley glaciers markedly limi-tates the diurnal heating of highly elevated basinsand in the summer contrasts the formation of con-vective cells and the thunderstorms associated. Thesubcontinental type 4 is supposed not to derivefrom a less rainy than normal in the summer tran-sition regime, but to represent a continental regi-men with a summer peak, truncated by the abovementioned synoptic and thermodynamic factors.

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DEFINIZIONE QUANTITATIVA DEI REGIMI PLUVIOMETRICINELLE ALPI ORIENTALI ITALIANE

A NEW METHOD TO QUANTITATIVELY DISCRIMINATETHE PLUVIOMETRIC REGIMES OF THE EASTERN ITALIAN ALPS

Fazzini MassimilianoUniversità degli Studi di Ferrara, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ercole I D’Este 32, Ferrara (Italy)[email protected]


Nel presente lavoro è stato esaminato il regi-me termico annuo della Lombardia utilizzando letemperature medie mensili delle 113 stazioni meteorologiche che hanno funzionato nel tren-tennio 1955-1984. Con il metodo grafico di Kel-ler (1947) è stato messo a confronto il regime ter-mico dei mesi della prima metà dell’anno conquello dei mesi della seconda metà. Successiva-mente sulla base del confronto dei mesi più caldidi un semestre rispetto all’altro, sono stati identi-

ficati per la Lombardia 5 principali tipi di climidefiniti «fondamentali». È stato, inoltre, effettua-to il confronto dei trentenni 1926-1955 e 1955-1984 con particolare riferimento all’escursionetermica fra le temperature medie dei mesi di lu-glio e di gennaio ed al tipo di clima di 4 stazionilombarde. I risultati ottenuti hanno evidenziatouna transizione del clima verso condizioni di con-tinentalità meno marcate.

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IL REGIME TERMICO ANNUO IN LOMBARDIANEL TRENTENNIO 1955-1984. DEFINIZIONE DEI TIPI

DI CLIMA FONDAMENTALI MEDIANTE IL CONFRONTODEI REGIMI TERMICI DELLE DUE METÀ DELL’ANNO

Belloni S., Annovazzi A. & Diolaiuti GuglielminaUniversità degli Studi di Milano, Dipartimento di Scienze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di Ricerca Glaciologia,Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) - [email protected]


La ricerca qui sinteticamente presentata ha ri-guardato la caratterizzazione geomorfica deiprincipali ventidue bacini idrografici liguri dipertinenza tirrenica con lo scopo di fornire unnuovo strumento di analisi allo studio della loroevoluzione geomorfologica. Sono stati usate trediverse tipologie di indagine: l’analisi geomorfi-ca quantitativa, l’analisi della dimensione fratta-le dei reticoli idrografici e l’analisi statistica diforme di origine erosiva. Le forme indagate sonole confluenze tra aste torrentizie e le rotture dipendenza riscontrate lungo gli spartiacque. I ba-cini sono caratterizzati da un livello mediamentebasso di gerarchizzazione e da forme prevalente-

mente allungate in direzione perpendicolare allalinea di costa; la stima dei processi erosivi, effet-tuata per mezzo del calcolo del trasporto torbi-do unitario annuo, ha fornito valori elevati. I da-ti relativi alle confluenze torrentizie ed alle rot-ture di pendenza sono stati analizzati prendendoin esame la distribuzione in funzione della quo-ta sul livello del mare ed effettuando un’analisiper classi di frequenza. Tale analisi ha portato adipotizzare una ripartizione dell’area in tre sub-aree nelle quali i dati mostrano caratteri simili.Inoltre gli andamenti riscontrati sembrano esse-re correlabili ai cicli erosivi che hanno interessa-to i bacini stessi.

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Sessione geomorfologia fluviale e costiera

CARATTERIZZAZIONE GEOMORFICADEI PRINCIPALI BACINI IDROGRAFICI DELLA LIGURIA TIRRENICA -

RISULTATI PRELIMINARI

Brancucci Gerardo & Paliaga GuidoUniversità degli Studi di Genova, Dipartimento POLIS, Stradone S. Agostino 37, 16123 Genova (Italy) [email protected] - [email protected]


Vengono analizzate le variazioni morfologichesuccedutesi durante gli ultimi due secoli lungo itratti vallivi del F. Trebbia e del F. Vara, che ap-paiono in accordo con l’evoluzione recente dinumerosi alvei ghiaiosi appenninici e pedealpinia morfologia inizialmente a canali intrecciati. Trai primi decenni e la fine del XIX secolo, si osser-va un certo restringimento dell’alveo ed una par-ziale riduzione dei caratteri di alveo a canali in-trecciati, da mettere in relazione ad un primo pe-riodo di riduzione della produzione di sedimen-ti legata prevalentemente a variazioni di uso delsuolo (rimboschimenti) nelle porzioni collinari emontane del bacino. Non è da escludere in que-sta fase qualche possibile influenza climatica le-gata all’esaurirsi della Piccola Età Glaciale chepotrebbe avere avuto effetti sull’intensità deiprocessi di produzione di sedimenti. La fase direstringimento, accompagnata da un abbassa-mento del fondo probabilmente piuttosto limita-to, si prolunga con all’incirca lo stesso trend fi-no a circa la metà del XX secolo, favorita ulte-

riormente dalla costruzione di dighe (a partiredagli anni ‘20) e dalla realizzazione di pennellinel fondovalle (nel caso del F. Vara). Una secon-da fase di più intense modifiche si è verificatadurante la seconda metà del XX secolo, in con-seguenza dell’intensa attività di escavazione disedimenti (soprattutto tra gli anni ‘60 e gli anni‘80), a cui ha ulteriormente contribuito la pre-senza di alcune dighe ed un ulteriore aumentodei rimboschimenti nel bacino. Come conse-guenza, si è osservata una seconda fase distintadi restringimento dell’alveo attivo ed un certogrado di incisione del fondo (probabilmentemaggiore per il Vara). Infine, i dati più recentirelativi agli ultimi 10 anni suggeriscono l’avvio diuna inversione di tendenza, con una fase attualedi allargamento, a scala degli interi tratti di stu-dio, combinata anche ad una fase di sedimenta-zione, quest’ultima riscontrata solo in alcuni trat-ti lungo il F. Vara (favorita dalla presenza di al-cune soglie di fondo) e solo localmente lungo ilF. Trebbia.

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VARIAZIONI MORFOLOGICHE RECENTI DI DUE ALVEI GHIAIOSIAPPENNINICI: IL FIUME TREBBIA ED IL FIUME VARA

Rinaldi Massimo1, Simoncini Cristina1 & SogniDaniele2

1 Università degli Studi di Firenze, Dipartimento di Ingegneria Civile, Via S. Marta, 3 50139 Firenze, Via delle Pog-giole 385, 51039 Quarrata (Italy) - [email protected], [email protected]

2 Libero professionista


L’evoluzione dell’alveo del Fiume Brenta è sta-ta analizzata sulla base di cartografia storica, foto-grafie aeree e sezioni topografiche (queste ultimerelative al periodo 1932-1997) in un tratto di 23km compreso tra Bassano e S. Giorgio in Bosco(alta e media pianura veneta). I processi fluviali ele variazioni morfologiche che hanno interessatol’alveo del

Brenta sono da mettere in relazione con vari in-terventi antropici quali l’estrazione di sedimenti,molto intensa nel tratto di studio tra gli anni ’50 el ’inizio degli anni ’80, la costruzione di dighe edaltri interventi realizzati sia nel bacino montanoche lungo il corso d’acqua stesso. Nel complesso,anche se alcune differenze sono presenti all’inter-

no del tratto esaminato, è risultato il seguente qua-dro evolutivo: nel primo periodo (dagli anni ’50all’inizio degli anni ’80) l’alveo è stato soggetto amarcati processi d’incisione (fino a 7-8 m) e re-stringimento (dell’ordine del 50%), mentre nelperiodo più recente (all’incirca gli ultimi 20 anni)si è osservata una minore variazione da un puntodi vista altimetrico (fra l’altro con prevalenza ditratti in aggradazione rispetto a quelli in incisio-ne) ed una chiara tendenza all’allargamento del-l’alveo. Per il periodo 1932-1997 è stata stimataun’erosione complessiva di 30,7 milioni di m3, imputabile soprattutto al periodo inizio anni ’50 - inizio anni ’80 caratterizzato da intensa atti-vità estrattiva.

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VARIAZIONI MORFOLOGICHE DELL’ALVEO DEL FIUME BRENTAINDOTTE DA INTERVENTI ANTROPICI

Surian Nicola1, Pellegrini Giovanni Battista2 & Scomazzone Elisa3

1 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geografia «G. Morandini», Via del Santo 26 - 35123 Padova (Italy)[email protected]

2 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica, Corso Garibaldi 37, I -35137 Padova (Italy) - [email protected]

3 Libero professionista


La tettonica distensiva ha profondamente se-gnato il paesaggio della regione Umbria che ri-sulta attraversata, da Nord-Ovest a Sud-Est, dadue ampie depressioni pressoché continue;parallele a queste, ai margini orientali della re-gione, se ne individuano altre di estensione piùridotta. Le depressioni sono articolate in «con-che intermontane», attraversate dai corsi d’acquache formano il reticolo idrografico dell’alto ba-

cino del F. Tevere. In queste conche viene anco-ra oggi trasportato e accumulato il materiale cla-stico eroso dai rilevi circostanti. Il tipo di depo-sizione più frequente è operato dai corsi d’acquain forma di conoidi. Le caratteristiche e la geo-metria di questi corpi sedimentari permettono diricostruirne l’evoluzione e suggeriscono il gradodi attività delle faglie che interessano la regioneUmbria.

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I CONOIDI NELL’EVOLUZIONEDELLE CONCHE INTERMONTANE UMBRE

Cattuto C., Gregori Lucilia1, Melelli L., Tatamelli A. & Broso D.1 [email protected]


Lo studio del microrilievo e di immagini aero-fotografiche e satellitari, accompagnato dal rileva-mento di terreno e da analisi sedimentologiche estratigrafiche, hanno permesso di delineare le ca-ratteristiche geomorfologiche dei principali siste-mi alluvionali della pianura veneta centrale: il me-gafan di Montebelluna (F. Piave, pre-LGM); ilmegafan di Nervesa (F. Piave, LGM -attuale); ilmegafan di Bassano (F. Brenta, LGM). Il megafandi Montebelluna è costituito da depositi ghiaiosie ha pendenze dello 0,8-0,4%; affiora solo nell’a-rea pedemontana, dato che le sue propaggini dis-tali sono sepolte dai megafan di Bassano e Nerve-sa. Questi ultimi si estendono dalle Prealpi fino al-l’area circumlagunare veneziana. Per una distan-za di 10-15 km dal margine prealpino sonocostituiti prevalentemente da ghiaie, hanno formaconoidale e pendenze comprese tra 0,6-0,3%. Piùa valle, al di sotto della fascia delle risorgive, si ar-ticolano in bassi dossi fluviali, prevalentementesabbiosi, con larghezze generalmente 1 km e lun-

ghezze fino a decine di chilometri, separati da de-pressioni di forma allungata con granulometrie li-moso-argillose; le estreme porzioni distali hannogradienti 0,1%. Le forme di erosione fluviale piùsignificative sono: i) le scarpate poste all’apice delmegafan di Bassano, sviluppatesi alla fine del-l’LGM probabilmente a causa di un disequilibriotra portate solide e liquide correlabile alla degla-ciazione del bacino montano; ii) le scarpate pre-senti nel lobo orientale del megafan di Montebel-luna, formatesi per incisione fluviale in risposta al-l’innalzamento tettonico del settore pedemontanocompreso tra la linea di Aviano e quella di Saciledurante il Pleistocene superiore e l ’Olocene. L’at-tività dei sovrascorrimenti sud-alpini ha portatoalla formazione di scarpate tettoniche di alcunimetri nelle porzioni apicali dei megafan di Mon-tebelluna, Nervesa e Bassano. Vi sono, inoltre, evi-denze geomorfologiche di un basculamento versosud-ovest delle porzioni distali del megafan diBassano.

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EVOLUZIONE TARDO QUATERNARIA DELLA PIANURAALLUVIONALEE POSTA TRA IL MARGINE ALPINO

E LA LAGUNA DI VENEZIA (ITALIA SETTENTRIONALE)

ALLUVIAL PLAN FORMATION DURING THE LATE QUATERNARYBETWEEN THE SOUTHERN ALPJNE MARGIN AND THE LAGOON

OF VENICE (NORTHERN ITALY).

Mozzi PaoloUniversità degli Studi di Padova, Dipartimento di Geografia «G. Morandini», Via del Santo 26 - 35123 Padova (Italy)[email protected]


Three main factors play a role in the course oferosion in the mountains and deposition in thesubmontane depressions: tectonic (uplift – subsi-dence), climatic (changes in precipitation andrunoff) and anthropogenic. There exist variousopinions about the role of climatic fluctuationsand human impact.

Considering the present-day frequency of ex-treme meteorological events and human degrada-tion of natural environment we may distinguishedvarious types of rainfalls (causing the passing ofthresholds of different processes) and various fre-quency, which either leads to return to previousequilibrium or to formation of a new equilibrium(time between events is too short for relaxation).These two trends sometime alternate, dependingon the clustering of events.

In the Holocene alluvial records we observevery distinct acceleration of erosional and deposi-tional processes caused by increased human activ-ity. But going back to the early and preNeolithictime we find also phases with high frequency ofextreme events, usually more humid and cooler(in Europe). These phases show many similaritiesto the Little Ice Age. Therefore it rise a substan-cial question: what is the extend of climatic con-trol in the variations of erosion and depositionand what is the role of human impact? Carefull

analysis of fluvial processes since the mid-Ne-olithic time in the Carpathian foreland shows dif-ferent superposition of both factors in variouscases. There are warmer and drier centuries (likelate Roman) with high human activity and inten-sive overbank aggradation as well as wetter andcooler centuries with reduced soil erosion, butwith frequent floods and lateral erosion (like dur-ing Dark Ages, 5-7 c. AD). But there are record-ed also phases of acceleration of various process-es when both factors coincide. Among them ispart late Neolithic phase, late Bronze age, earlyRoman period, 11-th c. AD and finally the LittleIce Age.

References

STARKEL L. (2002) - Change in the frequency of extremeevents as the indicator of climatic change in theHolocene (in fluvial systems). Quaternary Interna-tional 91, 25-32.

STARKEL L. (2003) - Short-term hydrological changes in:K.J.Gregory and G.Benito (eds), Palaeohydrology.Understanding Global Change, J.Wiley, 337-356.

STARKEL L. (in print) - Anthropogenic soil erosion sincethe Neolithic in Poland. Zeitschrift für Geomor-phologie, Suppl-Bd.

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RELAZIONE AD INVITO

CLIMATE OR MAN?REFLECTION OF EXTREME EVENTS IN THE HOLOCENE

EROSION AND ALLUVIATION IN THE SUBMONTANE DEPRESSIONS

Starkel LeszekPolish Academy of Sciences, Institute of Geography, Dept. of Geomorphology and Hydrology, W. Jana 22, 31-018 Kra-ków - [email protected]


Nella presente nota, vengono segnalati e de-scritti alcuni paleosuoli intercalati nella successio-ne alluvionale medio-pleistocenica del Fiume Ca-lore (Provincia di Benevento, Appennino campa-no) e ne viene discusso il significato nell’evoluzio-ne geomorfologica pleistocenica della ValleTelesina. I paleosuoli sono superiormente tronca-ti da superfici erosive fossilizzate da un depositoignimbritico, a sua volta sepolto da alcuni metridi alluvioni ghiaiose. La datazione radiometrica39Ar/40Ar ~560 ka BP (MIS-14) dell’ignimbriteconsente di ipotizzare una formazione dei paleo-suoli nella precedente fase climatica temperata(MIS-15). I paleosuoli, che presentano caratteritipici di una pedogenesi in ambiente alluvionalee clima caratterizzato da forte stagionalità, mo-

strano un grado di evoluzione basso o medio-bas-so, una scarsa estensione laterale ed una ridottadiffusione nella successione. Questi dati eviden-ziano come le condizioni di stabilità geomorfolo-gica favorevoli alla pedogenesi si verificassero sol-tanto in determinati settori dell’antico fondoval-le e per periodi di tempo relativamente limitati:tali condizioni furono la conseguenza di un de-cremento ma non di una completa cessazionedell’aggradazione alluvionale durante la fase cli-matica temperata del MIS-15. La persistenza del-l’aggradazione alluvionale nonostante le condi-zioni biostasiche appare spiegabile con il protrar-si del sollevamento tettonico dei rilievi bordieri ela conseguente erosione dei versanti di neoforma-zione.

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SEGNALAZIONE E SIGNIFICATO DEI PALEOSUOLINEL QUADRO GEOMORFOLOGICO DELLA VALLE TELESINA

(BENEVENTO, APPENNINO CAMPANO)

Magliulo Paolo & Russo FilippoUniversità degli Studi del Sannio, Dipartimento di Studi geologici e ambientali, Via Port’Arsa 11, 82100 Benevento(Italy) - [email protected], [email protected]


All’interno dell’area archeologica medievale,oggi sommersa, di S. Leonardo in Fossa Mala inLaguna di Venezia sono state condotte indaginipaleoambientali nel sottofondo lagunare. Alloscopo di ricostruire la storia deposizionale del si-to sono stati realizzati dieci sondaggi a carotaggiocontinuo di profondità 6 m ed effettuate analisisedimentologiche, micropaleontologiche e radio-cronologiche. I sedimenti alluvionali presenti allabase della sequenza sono caratterizzati da sabbiedi argine e di ventaglio di rotta, al tetto delle qua-li evolve un suolo, seguite da sedimenti fini di tra-cimazione e depositi di ventaglio di rotta. I depo-siti di spiaggia lagunare che seguono nella succes-sione, preceduti da una fase di gap sedimentario,sono legati al verificarsi dell’ultima ingressionemarina. La deposizione in ambiente salmastro vie-

ne interrotta da un evento alluvionale seguito dal-l’ambiente di alta energia che caratterizza le spiag-ge lagunari,risalente alle fasi finali del II millenniod.C. (2910 ± 50 anni BP) e da una piana interti-dale a bassa energia. La parte superiore della se-quenza è caratterizzata da ambienti di apparatointertidale, a partire dal III-IV secolo A.D. (1750± 50 anni BP), che rappresentano le aree emersedove fu fondato e abitato un monastero dal XI alXIII-XIV secolo A.D. L’età degli apparati interti-dali è correlabile ad una fase di basso livello ma-rino ed emersione di aree lagunari confermatanell’area veneziana da dati geoarcheologici e sto-rici. Il sito, ubicato nelle vicinanze dell’importan-te canale artificiale Malamocco-Marghera è at-tualmente sommerso e soggetto a significativi pro-cessi erosivi.

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EVOLUZIONE PALEOAMBIENTALEDELL’AREA ARCHEOLOGICA SOMMERSA DI S. LEONARDO

IN FOSSA MALA (LAGUNA DI VENEZIA)

Lezziero Alberto, Donnici Sandra & Serandrei Barbero Rossana1

1 Istituto di Scienze Marine (ISMAR), Consiglio Nazionale delle Ricerche (CNR), San Polo 1364, 30125 Venezia (Italy)[email protected]


Sono illustrati due siti nel Golfo di La Spezianei quali è possibile identificare una linea di rivadi età romana. Si tratta del sito archeologico delVarignano, un insediamento rurale di età romananel quale sono stati identificati dei canali di dre-naggio in corrispondenza di un molo ed una grot-ta nell’Isola Palmaria (Riparo del Pozzale), nellaquale è stato rinvenuto in sondaggio un depositodi spiaggia 60 cm al di sotto del livello del mareattuale. Per entrambi i siti si discute l’attribuzio-ne cronologica ma principalmente si rileva laquota del livello del mare testimoniata da ciascun

indicatore e si puntualizza il margine di errore adessa connesso. I dati analizzati forniscono unaquota del livello del mare di 2.100 anni fa non su-periore a 41,5 cm al di sotto del livello marino at-tuale. La quota desunta della linea di riva è com-patibile con l’esistenza di un moderato solleva-mento tettonico dell’area,ad indicare condizionidi sostanziale stabilità caratterizzanti l’OloceneSuperiore. Questo più recente comportamentotettonico dell’area è compatibile con il tasso disollevamento degli ultimi 125.000 anni noto nel-l’area.

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EVIDENZE GEOMORFOLOGICHE ED ARCHEOLOGICHEDI UNA LINEA DI RIVA DI ETÀ ROMANA NEL GOLFO DI LA SPEZIA

Chelli Alessandro1, Federici Paolo Roberto2 & Pappalardo Marta2

1 Università degli Studi di Parma, Dipartimento di Scienze della Terra, Parco Area delle Scienze 157/A, 43100 Parma(Italy)

2 Università degli Studi di Pisa, Dipartimento di Scienze della Terra, Via S. Maria, 53, 56126 Pisa (Italy)[email protected], [email protected]


Il riscaldamento globale che ha caratterizzato ilXX secolo e si è accentuato negli ultimi decenni,ha riacceso l’attenzione della comunità scientificae del grande pubblico sul problema dei cambia-menti climatici, argomento di dibattito scientificofin dalle origini moderne della Scienza.

Le evidenze geologiche e paleobiologiche di con-dizioni ambientali/climatiche differenti da quelleattuali sono divenute l’oggetto di studio della paleo-climatologia. L’impulso iniziale a queste ricerche sifa risalire alla «teoria glaciale», sviluppatasi nel se-colo XIX, e comportante la passata maggiore esten-sione dei ghiacciai sulla Terra. La riconosciuta cicli-ca alternanza di condizioni glaciali e interglaciali haaperto la strada, da un lato agli studi sulle modalitàdelle variazioni climatiche, dall’altro alla formula-zione di ipotesi sulle cause delle stesse.

Dallo studio delle documentazioni discontinue,quali le evidenze geologiche e geomorfologiche del-le espansioni glaciali, si è passati alla indagine disuccessioni continue, sia continentali che marine,dalle quali estrarre «curve paleoclimatiche», cioèsequenze temporali di dati, in qualche modo con-nessi alle condizioni climatiche. Grandi progressisono stati fatti sia nell’acquisizione di serie di datianalitici in una sempre più ampia varietà di «archi-vi naturali del clima», sia nel dettaglio della risolu-zione temporale e nella datazione/correlazione deidati, sia nella trasformazione degli stessi in dati pa-leoclimatici numerici, direttamente confrontabilitra loro e con i dati climatici attuali. Rilevanza fon-damentale per lo studio della variabilità climaticahanno avuto gli studi geochimico-isotopici sulle se-quenze di mare profondo, che hanno permesso diaccertare la congruenza delle ciclicità osservate,con quelle dei parametri orbitali che regolano l’en-tità e la distribuzione latitudinale e stagionale del-l’energia solare sulla Terra.

Nuove informazioni sono venute dallo studiodel ghiaccio delle calotte polari, direttamenteconnesse alle condizioni dell’atmosfera nel pas-sato. Oltre a confermare le ciclicità orbitali, que-sti studi hanno per primi rivelato una variabili-tà climatica ad elevata frequenza, con periododella durata del millennio, e transizioni abrup-te, della durata di pochi decenni. Queste varia-zioni climatiche, che appaiono sfasate nei dueemisferi, vengono attribuite a repentine modifi-cazioni nella circolazione termoalina oceanica.Gli studi sui ghiacci polari hanno pure mostra-to la variabilità di taluni parametri che control-lano il bilancio radiativo dell’atmosfera, quali igas/serra e le polveri atmosferiche, che hannoeffetto amplificatore nelle variazioni del sistemaclimatico.

Il settore degli studi paleoclimatici ha avutouno sviluppo vertiginoso nell’ultimo decennio,con una produzione scientifica di osservazioni ab-bondantissima e con una forte componente mo-dellistica.

Nell’interpretazione delle modalità con le qua-li nel tempo e nello spazio si producono le varia-zioni climatiche e i cambiamenti ambientali colle-gati, ancora molto rimane da chiarire. Circa lecause della variabilità climatica numerosi ipotesi emodelli sono stati proposti, che fanno intervenirecause astronomiche e terrestri, ma, ad oggi, è an-cora mancante una teoria generale capace di spie-gare la varietà dei fenomeni osservati. È invece ur-gente, anche tramite lo studio del clima nel passa-to, poter comprendere al meglio il comportamen-to del sistema climatico e poterlo prevedere,tenuto conto che l’umanità, alterando vieppiù ne-gli ultimi secoli i caratteri dell’atmosfera, ha conesso iniziato un esperimento di cui non conoscel’esito.

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RELAZIONE AD INVITO

CAMBIAMENTI CLIMATICI

Orombelli GiuseppeUniversità degli Studi di Milano Bicocca, Dipartimento di Scienze Ambiente e Territorio, Piazza della Scienza 1, 20126Milano (Italy) - [email protected]


Il paesaggio d’alta montagna presenta un’evo-luzione piuttosto rapida, specie alle alte quote, inrisposta alle variazioni climatiche in atto. L’am-biente glaciale lascia progressivamente spazio aquello periglaciale e, parallelamente, si aprononuovi scenari per il turista a cui vengono propo-sti itinerari diversi. L’intensificarsi del turismo el’ampliamento delle proposte possono determina-re, tuttavia, un impatto sul territorio; tra le conse-guenze si osserva a volte una progressiva erosionesuperficiale lungo alcuni tratti di sentiero, che

tendono ad approfondirsi. Nel presente lavoro èstata stimata la quantità di materiale rimosso e iltasso di erosione lungo alcuni itinerari escursioni-stici dell’Alta Valtellina («Sentiero Glaciologicodel Centenario al Ghiacciaio dei Forni», «Girodella Val Cedech» e «Sentiero Luseda-Campec»).Per gli itinerari ubicati sotto il limite della vegeta-zione arborea è stato anche condotto uno studiodendrogeo-morfologico al fine di valutare gli ef-fetti del calpestio sulle radici degli alberi e la va-riazione del «carico» turistico nel tempo.

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Sessione dinamica geomorfologica e processi antropici

L’EROSIONE DEI SENTIERI IN ALTA MONTAGNA.INDAGINI DENDROGEOMORFOLOGICHE E STIME QUANTITATIVE

LUNGO ALCUNI ITINERARI DELLA VALFURVA (SONDRIO)

Pelfini Manuela1, Santilli Maurizio1 & Colzani M.1 Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scienze della Terra «Ardito Desio», Sezione di Geologia e Paleon-

tologia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) - [email protected], [email protected]


Il seguente lavoro espone l’uso di una procedu-ra per la produzione di cartografia automatica diforme di interesse che si avvale dell’uso della clas-sificazione non supervisionata implementata uti-lizzando l’algoritmo k-means ed i modelli digitalidel terreno. Analizzare l’informazione contenutanelle singole celle del raster risulta insufficienteper individuare automaticamente le forme del ri-lievo tradizionalente cartografate. Il metodo pro-

posto, benché ancora da affinare sotto vari aspet-ti, tiene conto di tale problematica attraverso unaprocedura volta ad individuare i bordi degli ele-menti comunemente cartografabili nell’area distudio fornendo risultati di maggiore utilità rispet-to a metodi che tengono conto di un solo parame-tro morfometrico o di valori estratti da singole cel-le del raster.

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L’USO DI TECNICHE DI CLASSIFICAZIONE NON SUPERVISIONATAPER LA MAPPATURA AUTOMATIZZATA DI FORMEA PARTIRE DA MODELLI DIGITALI DEL TERRENO

Aucelli Pietro, Patrizio Ciro, Cinque Aldo & Esposito A.Università degli Studi del Molise «Area scientifico-disciplinare», Via Mazzini ex Curia vescovile 86170, Isernia (Italy)[email protected]


Lo studio fornisce un esempio di applicazionedi una metodologia «integrata » per la definizio-ne della pericolosità geomorfologica in ambientemontano. La metodologia è basata sull’analisi deifenomeni alluvionali sia dal punto di vista dell’a-nalisi storica che di quella geomorfologica. L’areastudiata è ubicata in Val Soana, una tipica valle al-pina posta nella parte settentrionale della Provin-cia di Torino, al confine con la Valle d’Aosta. Laraccolta di informazioni storiche e geomorfologi-che ha messo in evidenza una serie di eventi allu-vionali sia nel passato più remoto (anni 1654 e

1845) che in tempi più recenti (1993 e 2000). Inparticolare, i dati relativi agli eventi passati hannopermesso di stabilire il tempo di riattivazione dialcuni conoidi, mentre per quanto riguarda i dueeventi più recenti, l’analisi ha consentito il con-fronto tra i processi morfodinamici e la tipologiadei danni alle infrastrutture che si sono verificatilungo il T. Soana. In entrambi i casi, la metodolo-gia si è rivelata estremamente utile per la defini-zione della pericolosità degli eventi alluvionali eper ipotizzare scenari evolutivi futuri dei fenome-ni morfogenetici nell’ambiente montano.

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ANALISI STORICA E GEOMORFOLOGICADI FENOMENI ALLUVIONALI IN AMBIENTE MONTANO:

CASI DI STUDIO IN VAL SOANA (ALPI GRAIE,PIEMONTE)

Giardino Marco & Audisio Chiara.Università degli Studi di Torino, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino (Italy)[email protected]


L’area di Ravenna è soggetta ad una elevatasubsidenza naturale prossima ai massimi valori re-gistrati in tutta la Pianura Padana, attiva a partirealmeno dal Pliocene inferiore e perdurante pertutto il Quaternario. Negli ultimi decenni, Raven-na e i suoi dintorni sono stati interessati da subsi-denza artificiale con tassi fino a cinquanta voltequelli naturali, dovuti a pompaggio di acque dol-ci superficiali e in minore misura a estrazione dimetano da reservoirs più profondi. A partire dal1960 il progressivo ampliamento del fenomeno ha

coinvolto l’intero centro storico e la vicina zonaindustriale, e così pure la fascia costiera, a pochikm dalla città, con punte di elevato rischio. Laprogressiva riduzione dei pompaggi dagli acquife-ri superficiali ha portato la velocità di subsidenzaa valori prossimi a quelli naturali, ma restano leconseguenze negative della perdita di quota, pros-sima a circa 1 m, ossia erosione costiera, ingressodi acque alte e rischio di esondazioni dei corsid’acqua.

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THE NATURAL AND MAN-INDUCED SUBSIDENCEOF THE RAVENNA AREA

Elmi Carlo, Bertoni W. & Marabini F.Università degli Studi di Bologna, Dipartimento di Scienze della Terra e Geologico-Ambientali, Via Zamboni 67, 3°piano, 40126 Bologna (Italy) - [email protected]


SESSIONE POSTER


Introduzione

Nella Val Thuras è stato condotto uno studiogeomorfologico di dettaglio il quale ha permessodi ricostruirne l’evoluzione medio-recente.

In questa si sono identificate alcune tappe apartire dalla dinamica glaciale pleistocenica supe-riore, agli eventi di instabilità gravitativa diffusache interessano i versanti, alla dinamica torrenti-zia in atto.

Le evidenze di terreno (dati strutturali, orien-tazione e distribuzione degli elementi deformati-vi e dei fenomeni gravitativi, orientazione deglielementi idrografici e orografici) riconoscibili adifferenti scale (affioramento, versante, valle) in-dicano inoltre un importante condizionamentoalla morfogenesi operato dalla geodinamica re-cente.

Evoluzione geomorfologica e ruolo dellaneotettonica

Le tracce conservate dell’evoluzione del mo-dellamento glaciale nella Val Thuras indicano l’e-sistenza di importanti masse glaciali le cui super-fici di appoggio basale si ritrovano ora sospesesull’attuale fondovalle; i terrazzi più elevati si tro-vano a quote di 500 m superiori all’alveo del T.Thuras.

La storia di approfondimento intercorsa da al-lora viene registrata in maniera discontinua lungoi versanti; si individuano così quattro unità di mo-dellamento glaciale a cui segue un’unità di model-lamento fluviale attualmente in formazione (fig.1). Parallelamente all’approfondimento del solcovallivo principale, sono andate abbassandosi an-che le valli tributarie, in particolare quelle chehanno ospitato fenomeni di transfluenza glacialedai bacini «francesi». In seguito alla separazione

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Poster 1

EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICA E RUOLODELLA NEOTETTONICA NELLA BASSA VAL THURAS

(ALTA VALLE DI SUSA, ALPI OCCIDENTALI)

Alberto Walter1, Carraro Francesco2 & Giardino Marco3

1 Università degli Studi di Torino, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga 35, 10125, Torino (Italy)[email protected]

2 Via Alpignano, 126 10040 Caselette (TO) - [email protected] Università degli Studi di Torino Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino (Italy)

marco.giardino@ unito.it

FIGURA 1 - Profilo longitudinale della bassa Val Thuras.


delle lingue di transfluenza dal corpo glacialeprincipale tali valli tributarie subiscono un mino-re approfondimento erosionale rispetto alla ValleThuras risultando sempre più maggiormente so-spese.

La distribuzione delle tracce del modellamen-to glaciale non è omogenea sia in senso longitudi-nale che trasversale alla valle; in alcuni settori si ri-conoscono le tracce relative a buona parte dellastoria di approfondimento, in altri settori invecequeste non sono oggi riconoscibili. In particolarequesta differenza è osservabile tra il versante sini-stro (ricco di forme glaciali) e quello destro (for-me glaciali pressoché assenti o non riconoscibili)nella bassa Val Thuras; in più la ricchezza di for-me glaciali del versante sinistro aumenta da mon-te verso valle.

Tale dissimetria viene interpretata in questo la-voro come il risultato di un progressivo sposta-mento del solco vallivo verso la destra orografica:la traslazione è massima a valle (valutabile appros-simativamente in 1000 m) e minima a monte. Il ri-

sultato è quello di una lenta e progressiva rotazio-ne (con probabile contemporaneo allargamentoestensionale della valle) dell’asse vallivo in sensoorario la quale determina, oltre alla conservazio-ne di superfici terrazzate sul versante sinistro, l’ac-centuazione dell’acclività del versante destro conpressoché totale obliterazione delle forme più an-tiche (l’obliterazione è accentuata dal locale eleva-to grado di deformazione gravitativa che interes-sa il versante).

Alla scala della valle, una serie di elementipermette di distinguere nella Valle Thuras duesettori, uno nord-occidentale e l’altro sud-orien-tale, separati da una ipotetica linea orientataN30°E (fig. 2).

Sinteticamente tali elementi sono:– differenza tra le quote medie dei rilievi solo in

parte coincidenti con differenze litologiche;– distribuzione dei fenomeni gravitativi in genere;– distribuzione dei diversi stati di fratturazione

dell’ammasso roccioso.Inoltre sono state rilevate evidenze morfologi-

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FIGURA 2 - Carta neotettonica e della deformazione superficiale della bassa Val Thuras, con separati i settori a differenteevoluzione morfologica.


che alla scala dell’affioramento comprendenti:– orientazione e distribuzione dei singoli elemen-

ti morfologici all’interno di fenomeni gravitativi; – singole curve anomale nel reticolato idrografico;– superfici e scarpate di frattura e di faglia, gene-

ralmente di dimensioni non cartografabili madistribuite in maniera pressoché ubiquitaria ne-gli affioramenti rocciosi. Sulla base degli elementi sopra descritti, la di-

stinzione nei due settori sembra corrispondere auna differenza nell’entità della deformazione fra-gile assorbita dal substrato; al settore orientale po-co deformato si contrappone il settore occidenta-le dove prevalgono le strutture distensive (chegiocano un ruolo differente nell’evoluzione delpaesaggio a seconda che si sommi alla componen-te «di versante») e gli intensi stati fratturativi del-l’ammasso roccioso.

Le strutture che sembrano guidare la defor-mazione sono orientate circa N 40°E – N 60°E esono parallele all’importante lineamento tettoni-co che limita verso Nord-Ovest il massiccio delGran Roc e che è seguibile per decine di chilo-metri tra la Francia, l’alta Valle di Susa e l’altaVal Chisone; lo stesso limite orientale dell’area amaggiore deformazione è all’incirca parallelo atale struttura e dove è visibile in affioramento, è

netto e sub-verticale; gli altri limiti non sono co-nosciuti anche se è presumibile che verso Nordvi sia una certa continuità con la Susa-ChisoneShear Zone.

Conclusioni

L’evoluzione morfologica della Val Thuras edelle aree limitrofe appare dunque guidata in ma-niera fortemente disomogenea dai fenomeni diestensione che coinvolgono alcuni settori della ca-tena e a cui si lega lo sviluppo di strutture regio-nali quali la Susa-Chisone Shear Zone (GIARDINO

& POLINO, 1997); il settore studiato potrebbequindi rappresentarne uno step verso Sud-Ovestimpostato nei calcescisti «piemontesi» e bordatodai massicci carbonatico-dolomitici dello Chaber-ton e del Gran Roc.

Bibliografia

GIARDINO M. & POLINO R. (1997), Le deformazioni diversante nell’alta Valle di Susa: risposta pellicolaredell’evoluzione tettonica recente. Il Quaternario, 10(2), 31-38.

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Il territorio del Parco Nazionale D’Abruzzo,Lazio e Molise costituisce una delle aree d’Italiapiù importanti dal punto di vista della ricchezza ediversità geomorfologica e dello stato di conserva-zione delle forme. Malgrado ciò, a tutt’oggi man-ca una cartografia geomorfologica di base, idoneaad illustrare gli aspetti geomorfologici più signifi-cativi. Per sopperire a tale mancanza, e con l’in-tento di contribuire ad una migliore gestione efruizione delle risorse geologiche ed ambientalidel territorio del Parco, è stato effettuato una stu-dio geomorfologico di base a scala compresa tra il5000 e 25.000. Lo studio è stato sviluppato attra-verso due fasi principali tra loro interconnesse.Una prima fase di analisi bibliografica e cartogra-fica, e di fotointerpretazione, e una seconda fasedi analisi geomorfologica diretta in campo, finaliz-zata al controllo e alla integrazione degli elemen-ti geomorfologici rilevati attraverso l’analisi indi-retta. Lo studio effettuato ha consentito la reda-zione di una carta geomorfologica in scala1:25.000 la cui legenda è stata sviluppata facendoprincipalmente riferimento alla Guida al rileva-mento della Carta Geomorfologica d’Italia –1:50.000 (GRUPPO DI LAVORO PER LA CARTOGRA-FIA GEOMORFOLOGICA, 1994).

L’area in esame ospita una grande varietà diforme di origine glaciale, fluvio-glaciale, carsica,fluviale, gravitativa, a controllo strutturale, non-ché poligenetiche. Il modellamento dell’area delParco è stato fortemente condizionato dalle vicis-situdini climatiche succedutesi nel corso del Plei-stocene ed Olocene, che hanno portato alla gene-razione di numerose forme glaciali cronologica-mente inquadrabili nel tardo Pleistocene (CINQUE

et al. 1990; GIRAUDI, 1998) e crionivali tra cui con-che di nivazione e rock-glacier (GIRAUDI, 2002).Oggigiorno, i processi di modellamento che siesplicano con maggiore efficacia sono quelli car-sici, crionivali (limitatamente alle aree poste aquote più elevate), fluviali e di versante.

Lo studio geomorfologico eseguito ha consen-tito di mettere in evidenza una serie di importan-ti emergenze geomorfologiche oltre a quelle giànote (ad es. la Forra di S. Michele a Foce e il Pia-noro de le Forme). Per queste emergenze, in con-siderazione del loro alto valore scientifico e didat-tico, elevato stato di conservazione e buona acces-sibilità, appare auspicabile la loro valutazione eapprovazione secondo i criteri sviluppati a livellonazionale dal Servizio Geologico Nazionale.

Bibliografia

CINQUE A., LICCARDO C., PALMA B., PAPPALARDO L.,ROSSKOPF C. & SEPE C. (1990), Le tracce glaciali nelParco Nazionale d’Abruzzo (Appennino Centrale):nota preliminare». Geografia Fisica e DinamicaQuaternaria, 13, 121-133.

GIRAUDI C. (1998), Alcuni dati per l’inquadramentocronologico delle fasi glaciali tardo-pleistoceniche deimonti Greco e Serra Chiarano (Abruzzo – Italia Cen-trale). Il Quaternario, 11(1), 115-120.

GIRAUDI C. (2002), I rock glacier tardo-pleistocenici edolocenici dell’Appennino: Età, distribuzione, signifi-cato paeloclimatico. Il Quaternario, 15 (1), 45-52.

GRUPPO DI LAVORO PER LA CARTOGRAFIA GEOMORFO-LOGICA (1994), La Carta Geomorfologica d’Italia –1:50.000. Guida al rilevamento. Quaderni del Ser-vizio Geologico Nazionale, serie III, 4, 47 pp.

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Poster 2

PRINCIPALI PROCESSI MORFOGENETICI E RELATIVE FORMENELL’AREA DEL PARCO NAZIONALE D’ABRUZZO, LAZIO

E MOLISE (ITALIA CENTRALE)

Aucelli Pietro Patrizio Ciro1, De Martino Diego1, Di Lauro Angelo2,Di Rollo Andrea1, Miccadei Enrico3 & Rosskopf Carmen Maria1

1 Università degli Studi del Molise, Dipartimento di Scienze e Tecnologie per l’Ambiente e il Territorio, Via Mazzini8, 86170 Isernia (Italy) - [email protected], [email protected]

2 Via Veneziale 149, 86170 Isernia (Italy)3 Università Gabriele D’Annunzio degli studi di Chieti-Pescara, Dipartimento di Scienze della Terra, Via dei Vestini 30,

86013 Chieti (Italy) - [email protected]


During the Last Glacial Maximum (LGM, i.e.18-24 ka cal BP, MIX et al., 2001) the largest val-leys (namely Tagliamento, Arzino, Meduna andCellina) of the Friulian mountains were invadedby glaciers. Only the Tagliamento glacier flew outover the plain, the others remained confined intothe mountains. At the glaciation beginning, thefluvial valleys previously cut into the plain wereinfilled. This process probably started some thou-sand years before the LGM. The coast of theAdriatic Sea was 300 km south of its modern po-sition (CORREGGIARI et al., 1996).

The catchment area of the Tagliamento river isthe bigger mountain basin of Friuli (2300 km2), itshigher peaks are under 2800 m asl in the innerpart, but in the prealpine area, relieves don’t ex-ceed 2000 m asl. During the LGM, the ELA hasbeen estimated here at around 1300 m (DESIO,1926) or around 1400 m (FUCHS, 1970); new fielddata from some prealpine cirque glaciers suggesta lower altitude (1250-1275 m asl) in the easternFriuli.

The Tagliamento glacier resulted from mergingof two main tongues, one flew down the CavazzoLake Valley and another flew in the easternmostVenzone Valley. Their thickness, extrapolatedfrom the till distribution, probably got respective-ly 500 m and 250-300 m, while their wideness wasrespectively 2 km and 1 km. The ice mass reachedthe upper Friulian plain, forming four main lobesbecause of the hill emergences of Ragogna, Su-sans, Buja and Tarcento. Here, the glacier built amorainic amphitheatre 22 km wide.

During the LGM Friulian plain underwent a

strong aggradation phase because of largeamount of sediments removed by glacial process-es. Many outwash rivers were active at the frontof the Tagliamento glacial system. They formedseveral megafans (FONTANA et al., 2004), wester-ly interfingering with those at the outlet of theCellina and Meduna valleys (AVIGLIANO et al.,2002), while the Arzino valley was probablydammed by the Tagliamento glacier at its mouth.All these megafans were very dynamic: theMeduna river for example built two main fansbypassing Sequals hills. A remarkable grain sizedifference is traceable from the high to the lowerplain LGM deposits, when outwash rivers, notyet confined in entrenched valleys, depositedgravels only in the high plain (FONTANA et al.,2004). The grain size of these deposits is verycoarse at the apex, with occurrence of boulderslaid down by catastrophic floods in the Taglia-mento apron. The distal fan is characterised bysandy loam sedimentation, with weak drainage,along with formation of occasional, discontinu-ous mires in wet depressed areas.

We considered either the palaeobotanicalrecord available during the LGM in Central Friuliand in the surrounding areas as well as the poten-tial vegetation. The latter has been estimated froma model of altitudinal vegetation belts constrainedby geocryological and ecological relationshipsplants - habitat. The model is based on relation-ships between Glacier Equilibrium Line and Tree-line altitudes, and on evaluation of climate conti-nentality (GORBUNOV, 1978, RAVAZZI et al., 2004for details). The potential thermic treeline altitude

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Poster 3

PALAEOGEOGRAPHY AND PALAEOENVIRONMENTS DURINGTHE LAST GLACIAL MAXIMUM IN CENTRAL FRIULI (NE-ITALY)

Avigliano Roberto1, Calderoni Gilberto2, Donegana Marta3, Monegato Giovanni1, 5,Paiero Giovanni1, Pini Roberta4 & Ravazzi Cesare3

1 Università degli Studi di Udine, Dipartimento di Georisorse e Territorio, Via Cotonificio 114, 33100 Udine (Italy)2 Università degli Studi di Roma «La Sapienza», Dipartimento di Scienze della Terra, P.le Aldo Moro 5, 00185 Roma

(Italy) - [email protected] C.N.R. – Istituto per la Dinamica dei Processi Ambientali, Via Pasubio 3/5, 24044 Dalmine Bergamo (Italy)

[email protected] C.N.R. – Università degli Studi di Milano-Bicocca, IDPA at Dipartimento di Scienze Geologiche e Geotecnologie,

P.zza della Scienza 4, 20126 Milano (Italy) - [email protected] Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geologia, Paleontologia e Geofisica, via Giotto 1, 35100 Padova

(Italy) - [email protected]


is estimated at 700-800 m above the present sealevel. Hovewer this tree potential area was strong-ly reduced by slope activity. The potential altitu-dinal limit of alpine grasslands and steppes is es-timated at 1500 a.p.s.l. on sunny slopes, but it wasmuch lower on the slopes with northern aspectdue to the extent of permafrost and of relatedgelifluction.

The available pollen data from the FriulianPlain suggest that the uppermost megafans werepartially occupied by pinewoods and part by pio-neer xerothermic vegetation of rock fields. Findsof needles in fine sandy layers and the very highpollen % of Pinus sylvestris/mugo type (e.g. >90%) in the LGM spectra from the Tagliamentoamphitheatre, suggest the widespread occurrenceof Pinus mugo (dwarf pine) on coarse-sized de-posits. The habitats presently occurring in theFriulian Prealps, consisting of bare carbonaticcoarse debris, also speak for a strong potential ofPinus mugo. Temperate broad-leaved woody taxaare not documented by pollen data in the vegeta-tion of this dynamic plain. Depressed areas in thedistal part of fans supported mire vegetation,Cyperaceae-dominated, and nearly treeless.

References

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lution of the Cellina and Meduna alluvial fans(Friuli, NE Italy). Mem. Soc. Geol. It., 57 (1): 133-139.

CORREGGIARI A., ROVERI M. & TRINCARDI F. (1996),Late Pleistocene and Holocene evolution of theNorth Adriatic Sea. Il Quaternario- Italian Journalof Quaternary Sciences, 9, 2, 697-704.

DESIO A. (1926), L’evoluzione morfologica del bacinodel Fella. Atti Soc. It. Sc. Nat., 65: 205-461, Pavia.

FONTANA A., MOZZI P. & BONDESAN A. (2004),L’evoluzione geomorfologica della pianura veneto-friulana. In: BONDESAN A. & MENEGHEL M. (a cu-ra di), «Geomorfologia della provincia di Venezia».PP. 113-138; Esedra Editrice, Vicenza.

FUCHS F. (1970), Studien zur Karst- und Glazialmor-phologie in der Monte-Cavallo-Gruppe/Venezianis-che Voralpen. Frankfurter Geographische Hefte,47: 1-113.

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MIX A.C., BARD, E., SCHNEIDER R. (2001), Environ-mental processes of the ice age: land, oceans, glaciers(EPILOG). Quat. Sci. Rev., 20: 627-657.

RAVAZZI C., OROMBELLI G.,TANZI G., and CLIMEX

group (2004), An outline of the flora and vegetationof Adriatic basin (Northern Italy and eastern side ofthe Apennine) during the Last glacial Maximum. InANTONIOLI F., MARGOTTINI C. & VAI G.B. (a curadi), «Litho-paleoenvironmental maps of Italy dur-ing the Last Two Climatic Extremes». ExplanatoryNotes. 32nd International Geological Congress,Firenze.

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L’evoluzione dell’ambiente planiziale veneto èda qualche anno oggetto di ricerche di caratteremultidisciplinare, che si svolgono in ambito uni-versitario e grazie a collaborazioni con gli Enti lo-cali. In questa sede si presentano alcuni risultatidelle indagini ancora in corso nell’area di Concor-

dia Sagittaria (VE), antico centro veneto e poi ro-mano, le cui prime testimonianze sono datate al-l’età del bronzo recente (Bianchin Citton, 2001).

Le ricerche hanno riguardato gli aspetti geolo-gici, geomorfologici e paleovegetazionali al fine diricostruire il paleoambiente e la sua evoluzione e

di comprendere le scelteinsediative delle genti cheoccuparono il territorio.Lo studio geologico e geo-morfologico del territoriosi è basato su ricognizionidel territorio, carotaggi abassa e media profondità,analisi e interpretazione difoto aeree, (?) …… Esso èstato inoltre affiancatodall’analisi paleobotanica(polline, sporomorfi nonpollinici e macroresti) diquattro carote estratte aConcordia e nella localitàdi San Gaetano, sulla costaadriatica settentrionale(fig. 1). I carotaggi di Se-polcreto (S1), Paludetto(S2) e San Gaetano (S3)hanno raggiunto la pro-fondità di 20 m dal livellodi campagna, il carotaggiodi Teatro (S4) la profondi-tà di 50 m.

I sedimenti dello stratopiù profondo finora esa-minato (strato torboso36-39 m, carotaggio S4) si

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It has been recently shown that large portionsof the north-eastern Po plain were formed duringthe Last Glacial Maximum (LGM) (CASTI-GLIONI, 1999; BONDESAN et al., 2002; MAR-CHETTI et al., 2004). This period was characte-rized by a great sedimentary activity of the Adige,Brenta, Piave and Tagliamento rivers, that recei-ved the fluvio-glacial outwash from the easternAlps glaciers and formed a system of coalescentalluvial megafans (FONTANA et al., 2004). In thelow Venetian plain thick sequences of silt andsand layers alternate with common and thin layersof peat and organic silt; the organic layers in thetopmost 30 m of the Late Pleistocene alluvial se-ries span between 23,000 and 14,000 year BP (ra-diocarbon dating), in a stretch of plain about 100km large and some 30 km deep (MIOLA et al.,2003). They indicate the presence of wide areaswhere wet environments developed. Our researchaims at understanding the features and the originof the wet environments by means of sedimento-logical analysis, pollen, non-pollen palynomorph(NPP) and plant macrofossil analyses.

A series of 20 and 10 m medium-deep coreswere drilled near the north coast of the AdriaticSea (fig. 1). The sampling sites are presently loca-ted in the North Adriatic coastal plain, but duringthe LGM, the North Adriatic coastline was morethan 200 km to the south (VIGLIOTTI, 2004)and the study area was in full continental condi-tions. The Piave valley glacier reached the plainnear Vittorio Veneto (VENZO, 1977; BONDE-SAN, 1999), some 40 km north of the studiedarea. In the piedmont sector, the Piave fluvio-gla-cial megafan (Nervesa megafan), as all the othermegafans of the Po Plain, was mainly gravelly. Wi-

thin a distance of about 15-20 km from the Alpi-ne foothills there was a drastic change in the grainsize of the deposits, related to the decrease of theriver transport capacity. Downstream, the Nerve-sa megafan consisted of low, sandy alluvial ridgesseparated by extensive silty – clay flood basins.The ridges were 1-3 m high in respect to the sur-rounding plain, few to several hundred metres wi-de and several kilometres long. Fluvial channelshad low sinuosity, and channel migration tookplace by avulsion rather than point-bar lateralshift. Recurrent channel migration through avul-sive events during the LGM is documented in themegafans of the Venetian Po Plain, apparentlywith 10-103 years cyclicity. LGM sedimentationrates in the alluvial plain at the distal reaches ofthe megafan were rather high, probably in the or-der of 1-3 mm/year as an average. Peat formationtook place in badly drained depressions in the al-luvial plain; because of the high aggradation rates,the formation of peat was probably active for justsome centuries before being stopped by alluvialsediments (BONDESAN et al., 2002; FONTANAet al., 2004; MOZZI & BONDESAN, 2004).

In order to gain information about the wetlandplant communities which produced the peat la-yers, palaeobotanical analyses were carried out inthe peat layers. The ecological conditions todaypreferred by the identified taxa can contribute tothe knowledge of the ancient wetland environ-ment and of its origin. The samples for paleobo-tanical analyses have been collected mainly fromorganic layers from all the cores. They are lessthan 20 cm thick, and mostly embedded withinsilty-clay sequences, which show typical sedimen-tary facies of the natural levee – flood basin allu-

Poster 4

MULTIDISCIPLINARY APPROACH TO THE STUDY OF WETLANDSIN THE VENETIAN PO PLAIN (NORTH-EASTERN ITALY) DURING

THE LAST GLACIAL MAXIMUM.

Bondesan Aldino1, Corain Livio2, Favaretto Sonia1, Miola Antonella3,Mozzi Paolo1, Piovan Silvia1, Sostizzo Ismaele1 & Valentini Gianna3.

1 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Geografia “G. Morandini”, via del Santo 26 - 35123 Padova (Italy).aldino.bondesan@un ipd.it, [email protected], [email protected], [email protected],[email protected]; [email protected]

2 Università degl Studi di Padova, Dipartimento di Scienze Statistiche, via C. Battisti, 241/243 - 35121 Padova (Italy)[email protected]

3 Università degli Studi di Padova, Dipartimento di Biologia, via Ugo Bassi 58/B - 35121 Padova (Italy)[email protected]


formarono in ambiente continentale in climatemperato fresco e successivamente più freddo esecco. L’associazione pollinica è inizialmente ca-ratterizzata dalla prevalenza di piante arboreedel tipo Pinus, Alnus e Picea e dalla presenza dilatifoglie quali Quercus, Carpinus, Tilia, Corylus,

Ostrya, Zelkova, mentre rara è la presenza diAbies e Fagus. Nella parte più superficiale le la-tifoglie termofile e mesofile scompaiono, aumen-ta il Pinus e le erbacee, quali l’Artemisia, le Che-nopodiaceae, l’Helianthemum e la Saxifraga niva-lis. L’ipotesi che si avanza riguardo la datazione

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vial architectural elements. In the cross section ofCa’ Tron some of these peat layers extend laterallyfor more than 1 km. According to the radiocarbondates and lito-stratigraphic correlations, the analy-sed layers are dated to the LGM period between22,000 and 16,000 year BP.

The results of pollen analysis have been com-pared with pollen data from the literature (detai-led references in MIOLA et al., 2003) and withthe results of macro remains analysis. Statisticalanalyses (PCA) of different groups of pollen wascarried out on the set of the pollen spectra from

fig. 1 – Location of the coring sites in the geomorphological framework of the Central Veneto plain(modified from BONDESAN et al., 2002). 1. Nervesa megafan (Late Pleistocene, Holocene); 2. Mon-tebelluna megafan (Late Pleistocene); 3. Bassano megafan (Late Pleistocene); 4. Brenta alluvial plain(Holocene); 5. Monticano, Cervada and Meschio fans (Holocene); 6. Livenza alluvial plain (Holoce-ne); 7. Sile, Dese, Zero alluvial plain (Holocene); 8. Musone alluvial plain (Holocene); 9. Piedmont fans(Holocene); 10. Littoral sandy deposits (Holocene); 11. Moraines (Late Pleistocene); 12. Fluvial erosi-ve scarps; 13. Hills and mountains; 14. Natural (a) and artificial (b) hydrography; 15. Core location.


di tali sedimenti è che si siano formati in un pe-riodo successivo all’Eemiano (substage 5e), for-se tra il substage 5a e l’affermarsi dell’inizio del-lo stage 4. Nella stessa sequenza la presenza diun soprastante suolo sepolto ben sviluppato (30-33 m) testimonia un successivo periodo di emer-sione, che potrebbe essere correlato allo hiatusdi sedimentazione individuato da BORTOLAMI etal. (1977) nell’area veneziana (pozzo VE II) a cir-ca 47 m di profondità attorno ai 40.000 anni BP,in corrispondenza dell’instaurarsi dell’ultimoglaciale. Durante il pleniglaciale (25.000 - 15.000a.C.) la bassa pianura subì una forte aggradazio-ne per il notevole apporto di limi. A questo pe-riodo risale la formazione delle torbe a 20 e 11m di profondità nel carotaggio S4, intercalate aspessi strati di limo e sabbie. L’analisi pollinicaha individuato infatti i resti di una vegetazione ditipo aperto caratterizzata da carice e cannuccia,che colonizzavano vaste aree umide soggette aperiodiche variazioni del livello dell’acqua. I ra-ri resti di piante arboree sono rappresentati dapolline di Pinus mugo/P. sylvestris e di Betula.Nelle zone più depresse pozze d’acqua di mode-sta profondità, alimentate dall’acqua di falda,ospitavano muschi bruni acquatici (Scorpidiumscorpioides Hedv.) e popolamenti algali. L’età diquesti sedimenti è attribuibile al Pleniglaciale inbase a correlazione biostratigrafica con sedimen-ti radiodatati dell’area planiziale veneta (Bonde-san et al., in questo stesso volume). Il clima nel-l’Italia settentrionale, come nel resto d’Europa,era caratterizzato da una forte aridità, ma in tut-ta la bassa pianura padano-veneta particolaricondizioni idrologiche determinate dalla vici-nanza dei fronti glaciali e dalla qualità del sotto-suolo permisero lo sviluppo di aree umide mol-

to estese. I sedimenti dello strato torboso a 11 mdi profondità nello stesso carotaggio S4 è carat-terizzato da un aumento della presenza di pino,come è stato osservato in altri sedimenti torbosiplaniziali dell’area veneta deposti nella fase fina-le dell’ultimo massimo glaciale (MIOLA et al.,2004).

Il miglioramento climatico che caratterizzò ilTardiglaciale, determinò una grande trasforma-zione del paesaggio. Quando si verificò lo scio-glimento del ghiacciaio, il Tagliamento tracciò ilsuo percorso anche nella bassa pianura. I sedi-menti alluvionali che inglobano le torbe dell’ul-

timo glaciale vennero incise dall’attività del Ta-gliamento con la formazione delle due valli orapercorse dai fiumi Reghena e Lemene, che cir-condano Concordia. Nell’ultima fase di attivitàdel fiume, prima del suo allontanamento da Con-cordia verso oriente, si depositarono al fondodelle bassure sedimenti torbosi (13,56-13,56 mcarotaggio S2). Essi hanno conservato i resti pol-linici di una vegetazione boschiva nettamentedominata dai pini (Pinus mugo/P. sylvestris 80%della somma del polline di piante terrestri), cheoccupava le aree più asciutte circostanti le duevalli fluviali. Non sono stati osservati granuli pol-linici di piante latifoglie, ma betulle, ginepri escarse piante erbacee di ambienti aridi. L’espan-sione del pino silvestre, dopo l’ultima glaciazio-ne è iniziata dopo i 22000 anni cal BP a Fioren-tina (San Donà di Piave-VE) (MIOLA et al., 2004)ed è stata seguita dall’espansione del larice e del-l’abete rosso attorno ai 15400 anni cal BP a Pa-lughetto di Cansiglio (AVIGLIANO et al., 2000).Poichè a Concordia il pino è già dominante enon ci sono tracce di polline di larice o di abeterosso, si può presumere che il periodo in cui letorbe si sono deposte e il fiume ha abbandonatola valle sia nella prima parte del Tardiglacialequando il clima era ancora freddo e arido. Du-rante il periodo in cui vennero scavate dal Taglia-mento le due valli a est e a ovest di Concordia es-se confluirono in un’unica incisione sia a montedi Concordia, che a valle, generando una sorta diisola. Dopo la deviazione verso est del Taglia-mento, le due valli si riempirono al fondo di ac-que stagnanti dove si formarono circa 1 m di tor-be (10,41-11,17 m, carotaggio S2; 8,15-9,18 m,carotaggio S1). L’analisi pollinica dei due stratitorbosi ha messo in evidenza la regressione del

bosco di pini, la comparsa dell’abete rosso e dellarice e quindi l’avanzare del bosco a latifoglie(querce, tigli, olmi e noccioli), che prevale sullavegetazione erbacea solo nel livello superficiale.Probabilmente questa vegetazione cresceva inluoghi asciutti sul terrazzo di Concordia; nellabassura invece il suolo doveva essere spesso alle-gato con pozze che periodicamente si prosciuga-vano, data la presenza di carice, (sia pollinica chenei microresti), di cisti di alghe e di felci palustri.La datazione degli strati torbosi si può avvaleredi due date radiometriche eseguite al top deglistrati (S2 10,42 m, 6890-6560 cal BP; S1 8,15 m,

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all the cores, in order to provide a synthetic andlow-dimensional representation of the pollenspectra and to detect possible similarities amongthe samples. The identification of NPP and ma-crofossils has been crucial to the reconstruction oflocal plant communities, mainly because in opensites very poor correlations exist between pollenand plants as Pardoe (2001) demonstrated in to-day artic-alpine environments. The results of ma-crofossil and pollen analysis suggest that herba-ceous plants, such as Cyperaceae and Gramineae(probably Carex fusca and Phragmites australis)

and “brown mosses” (mainly Scorpidium scor-pioides) were important components of marshcommunities. The occurrence of obligate aquaticorganisms (Nymphaea, Characeae, Briozoa andPotamogeton remains), algal resting cells, freecells and colonies, oocytes of aquatic invertebra-tes and incompletely known types probably of al-gal origin indicates the presence of open water en-vironments. A discontinuous occurrence of fungalspores and remains suggests frequent fluctuationsof the water depth and periodic emersions of thebottom of the ponds or marshes. The nutritive

fig. 2 – Schematic evolution of LGM peat-producing fens in the low Venetian plain (distal reachesof the Nervesa megafan).


6660-6320 cal BP) e del confronto biostratigra-fico con una sequenza radiodatata a Ca’ Fornerà(VE) nel basso Piave (in corso di studio). Il riem-pimento delle due valli potrebbe aver avuto ini-zio attorno ai 10000 anni BP. Fino a questo pe-riodo nei sedimenti di entrambi i sondaggi nonsi è osservata alcuna traccia di organismi che pre-diligono ambienti di acqua salata o salmastra,quindi si può supporre che la zona attorno aConcordia non risentisse ancora della risalita dellivello marino.

I primi segni dell’influenza delle acque marinesulla vegetazione sono stati riscontrati in sedimen-ti estratti nel sondaggio S3 (7,26-7,28 m). La lorodatazione geocronologica tramite analisi del radiocarbonio e biostratigrafica (BONDESAN et al.,2003) concordano su un’età che si aggira attornoai 7190-6730 anni cal BP. Questi sedimenti e il lo-ro contenuto fossile rappresentano la prima trac-cia della formazione della laguna di Caorle nellazona di Concordia.

Una breve fase di regressione marina conemersione della superficie è documentata da se-dimenti torbosi correlati stratigraficamente traloro (S2 7,37-7,38 m e S1 6,05-6,07 m) depostiattorno ai 4600 anni BP (S1 6,21 m 4830-4410cal BP). Nel sondaggio S1 il sedimento era steri-le, e nel sondaggio S2 povero. Lo spettro polli-

nico è caratterizzato dalle piante erbacee (50%poacee). Localmente prevalgono le carici, di cuisi trovano abbondanti macroresti e altre pianteacquatiche di acqua dolce. Nessun elemento ri-vela l’influenza dell’acqua marina sulla vegeta-zione.

Attorno ai 4600 anni BP il querceto è in dimi-nuzione. Gli effetti della presenza umana sulla ve-getazione appaiono chiaramente (aumento dipiante erbacee ruderali e di piante coltivate comeil noce) in sedimenti più recenti campionati a SanGaetano (S3 2,73-2,75 m), attribuibili all’Età delBronzo medio-recente o finale, sulla base di datiraccolti durante le campagne di scavo archeologi-co. Lo sfruttamento del bosco a latifoglie e in par-ticolare della quercia, si intensifica nei periodisuccessivi, come è testimoniato sia in sedimenti dietà protostorica del sondaggio S4 (4,24-4,26 m),che in sedimenti di età romana (I secolo a.C.-IIIsecolo d.C.) estratti dal sondaggio S2 (5,66-5,67m). I primi hanno conservato anche resti funginiindicatori di accumulo di materiali organici(escrementi o rifiuti), invertebrati, piccolissimevertebre, ooteche di vermi piatti, frammenti car-bonificati di legno di frassino, segni inequivocabi-li della vicina presenza dell’abitato. In età romananelle due valli che circondavano la città di Con-cordia si instaura un ambiente paludoso con can

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quality of the water preferred by the identifiedspecies, or suggested in literature for the recogni-zed fossil types, is typical of mainly eutrophic tomesotrophic waters, rich in cations. These resultshave been compared with the results of sedimen-tological and stratigraphic analyses and a model ofpeat formation is presented (fig. 2).

During the LGM, in the Venetian Po plain wi-de and low-lying areas between the fluvial ridgeswere periodically inundated by the outcroppingof the groundwater table. Rich fens (reeds, sedgesand brown mosses) developed in these water-log-ged areas. The fluctuation of the water level, indi-cated by the fossil assemblages, was due to varia-tions of the underground water table depth: a wa-ter table below ground level led to dry surfaceconditions. These differences in the phreatic levelprobably depended on the effectiveness of theaquifer recharge by seeping water from the fluvio-glacial Piave river: low fall and winter river dis-charges and/or migration of the active channelbelt several kilometres away from the location re-sulted in a depression of the water table (generalin the whole megafan in the first case, just local inthe second). Peat accumulation in continuous la-yers could take place only where the fen organicdeposition prevailed on the alluvial minerogenicsedimentation. This was possible in shelteredareas, away from the active river channels. The ra-pid vertical aggradation and high lateral mobilityof the active channel belts allowed short times forthe life of fens, probably in the order of 10-102years. When the alluvial deposition overwhelmedthe organic one, the peat level was buried and in-corporated in the stratigraphic record. The evi-dence of very short-lived fens derive from theanalysis of the alluvial chronostratigraphy, and isconsistent with the limited development of theplant communities observed in the different stu-died cases, which did not complete the theoreti-cal hydroseral development up to the formation ofraised bog, with the colonization of the wetlandsby acidophilous mosses and dwarf shrubs, or bytrees.

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Nel quadro delle ricerche sull’evoluzione dellapianura veneto-friulana, rilevanti informazioni

stanno emergendo dall’area di Concordia Sagitta-ria (VE). Data l’importanza archeologica della cit-

tadina, sito proto-urbanod’epoca protostorica e cit-tà romana, gli studi sonomirati anche alla compren-sione delle relazioni esi-stenti tra ambiente e anti-co popolamento umano.

Nel 2003 sono stati ef-fettuati 4 sondaggi a caro-taggio continuo, rispetti-vamente presso il Sepol-creto delle milizie (S1, 20m), la località Paludetto(S2, 20 m), il teatro roma-no (S4, 50 m) e la localitàSan Gaetano di Caorle(S3, 20 m).

Oltre alla descrizionegeo-sedimentologica, sullecarote è stata condotta l’a-nalisi paleobotanica (polli-ne, sporomorfi non polli-nici e macroresti) e quellamalacologia; su S1 si è ef-fettuato anche lo studiomicropaleontologico.

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Poster 5

PALEOAMBIENTI TARDO QUATERNARI NELLA BASSA PIANURAFRIULANA: RICERCHE MULTIDISCIPLINARI NELL’AREA

DI CONCORDIA SAGITTARIA (VE)

Bondesan Aldino1, Asioli Alessandra2 , Favaretto Sonia1, Fontana Alessandro1, Gobbato Dino3, Lubiani Alberto4, Miola Antonella5, Sostizzo Ismaele1, Toffoletto Federico6 & Valentini Gianna5

1 Dipartimento di Geografia «G. Morandini», Università di Padova, Via del Santo 26, 35123 Padova (Italy)[email protected], [email protected]

2 CNR Istituto di Geoscienze e Georisorse - Padova, c/o Dipatimento di Geologia, Geofisica e Paleontologia, VialeEuropa, 35100 Padova (Italy) - [email protected], [email protected], [email protected]

3 Assessorato all’Archeologia, Comune di Concordia Sagittaria, Piazza Matteotti 19 - 30023 Concordia Sagittaria VE(Italy)

4 Via Cavour 21, 30026 Portogruaro VE (Italy)5 Dipartimento di Biologia, Università di Padova, Via Ugo Bassi 58/B - 35121 Padova (Italy) - [email protected],

[email protected] Regione del Veneto, Direzione Geologia e Ciclo dell’acqua, Calle Priuli 99, Cannaregio - 30121 Venezia (Italy)

[email protected]

FIGURA 1 - Localizzazione del-l’area di ricerca e dei carotaggi.


Il quadro geologico si basa su informazionipregresse (Fontana, 2004) e sui dati raccolti gra-zie al nuovo rilevamento geologico.

Le ricerche sono finanziate nell’ambito delProgetto «INTERREG IIIA-AAVEN 332065» edel Progetto CARG - Regione del Veneto, Fogliogeologico n. 107 «Portogruaro».

I sedimenti più profondi finora esaminati (36-39 m in S4) sono torbe formate in ambiente con-tinentale con clima temperato fresco, verso il toppiù freddo e secco. Si ipotizza che tali depositi sisiano formati in un periodo successivo all’Eemia-no (MIS 5e), forse tra il MIS 5a e l’inizio del MIS4.

Gli strati soprastanti sono soprattutto il risul-tato dell’aggradazione avvenuta durante il LGM(MIS 2, 24.000-15.000 BP). In base a correlazio-ni biostratigrafiche e geocronologiche (Bondesanet al., in questo volume) sono infatti riferibili aquesto periodo le torbe poste a 20 e 11 m in S4.

L’analisi pollinica testimonia una vegetazione ditipo aperto, con carice e cannuccia, con vastearee umide alimentate da acque di falda; pozzedi modesta profondità ospitavano muschi bruniacquatici (Scorpidium scorpioides Hedv.) e alghe.I rari granuli pollinici di piante arboree corri-spondono a Pinus mugo/P. sylvestris e Betula. A11 m è stato osservato un aumento del pino, co-me già segnalato in pianura veneta per la fase fi-nale del LGM (Miola et al., 2004). La superficiesu cui poi sorse il centro di Concordia è attribui-bile a questo fase.

Con lo scioglimento del suo ghiacciaio, il Ta-gliamento venne caratterizzato a partire dal Tardi-glaciale da una notevole fase erosiva. I sedimentideposti nel LGM vennero profondamente incisi esi formarono le due valli ora percorse dai fiumiReghena e Lemene (Fontana, 2004) (Fig. 1). Lebassure hanno riempimenti simili e si univano amonte e a valle di Concordia, isolando così un ele-

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FIGURA 2


vato terrazzo su cui poi sorgerà il sito archeologi-co. Il sondaggio S1 attraversa la sequenza dellavalle presente a est di Concordia, S2 quella più oc-cidentale.

Al fondo delle valli vi sono ghiaie sabbiose enella loro sequenza di disattivazione, in S2 (13,56m) è testimoniata una vegetazione dominata daipini e priva di latifoglie (Pinus mugo/P. sylvestris80% della somma del polline di piante terrestri),che cresceva al di fuori delle valli. In base a con-fronti biostratigrafici con l’area del Basso Piave(Miola et al., 2004) e del Cansiglio (Avigliano etal., 2000), si ipotizza che il fiume abbia abban-donato le valli nella prima parte del Tardiglacia-le. Le due profonde bassure furono poi occupa-te da ambienti con acque stagnanti, con forma-zione di circa 1 m di torbe. Nelle associazionipolliniche è evidenziata la regressione dei pini, lacomparsa dell’abete rosso e del larice e quindil’avanzare del bosco a latifoglie, che prevale sul-la vegetazione erbacea solo al top dell’intervallo.

La trasgressione flandriana ha sfruttato lebassure spingendo le acque salmastre fino a Por-togruaro e creando quindi dei tidal inlets confi-nati entro depositi LGM (Fontana, 2004). Altetto delle torbe infatti è presente una sequenzadi argille e limi di ambiente lagunare con nume-rosi resti di Cerastoderma e Loripes che è perdu-rata fino all’inizio dell’epoca romana. Nelle duevalli la base di questi sedimenti ha fornito unadatazione compresa tra 7000-6300 cal. BP. Un’e-tà quasi coincidente è stata riscontrata alla basedella sequenza lagunare intercettata a 7,28 m inS3. Questo sito non si trova in un’incisione flu-viale e i depositi lagunari poggiano quasi a con-tatto della superficie LGM. Entro le bassure so-no documentate delle fasi con maggior influen-za di acque dolci, in particolare a 7,3 m in S2 ea 6,2 in S1, con la deposizione di torbe prived’influenza lagunare, datate in S1 a circa 4600cal. BP.

Gli effetti della presenza umana sulla vegeta-zione appaiono chiaramente in S3 (2,74 m) insedimenti probabilmente attribuibili alle fasi fi-nali del Bronzo (XV-XI sec. a.C). Lo sfrutta-mento del bosco a latifoglie e in particolare del-la quercia, si intensifica nei periodi successivi,come è testimoniato sia in sedimenti di età pro-tostorica in S4 (4,25 m), che in sedimenti di etàromana (I sec. a.C.-III sec. d.C.) in S2 (5,66 m).In età romana nelle due valli che circondavanoConcordia si instaura un ambiente paludoso concanneti, probabilmente ai margini di corsi di ri-sorgiva.

Tra VI e VIII secolo il Tagliamento ha riutiliz-zato la direzione lungo il Lemene e con le sue al-luvioni ha colmato definitivamente il tratto termi-nale delle due antiche valli, seppellendo vaste areearcheologiche di Concordia.

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Nelle Alpi Liguri, nella zona costiera savonese,il T. Merula presenta un tracciato ed una valle dal-lo spettacolare andamento arcuato (fig. 1), con ca-ratteristiche idrologiche del tutto peculiari. Talicaratteristiche hanno portato gli scriventi a ricer-care un’eventuale relazione fra l’andamento dellavalle, il tracciato fluviale e l’evoluzione geologico-strutturale dell’area. Infatti, la valle si trova in unaregione di importanti dislocazioni tettoniche oc-cupando la porzione orientale della serie delFlysch ad Elmintoidi s.l., ove la serie di Sanremosovrasta tettonicamente la serie di Moglio-Testicoche, a sua volta ricopre la serie di Borghetto d’Ar-roscia (BONI & VANOSSI, 1972). In prima analisisembrerebbe verosimile ricondurre l’andamentoad arco della valle alla sopracitata dislocazione(sovrascorrimento della serie di Sanremo sulla se-rie di Testico) anche se, in realtà, il corso d’acqua,nella sua parte terminale compie una brusca de-viazione verso sud, andando a tagliare le citatestrutture.

Pertanto è assai significativo poter stabilire seil corso d’acqua attuale conservi il tracciato inizia-le oppure se esso sia frutto di una progressiva de-viazione durante la sua evoluzione e, in quest’ul-timo caso, andarne a ricercare le cause e, possibil-mente, definirne i momenti salienti, a partire, al-meno, dal Pliocene.

Sulla base dell’analisi dei lembi pliocenici ligu-ri (BONI P. et al, 1976) emerge che quelli di An-dora si trovano, a differenza degli altri affioramen-ti nei bacini limitrofi, in una posizione che pocosi discosta da quella originaria di sedimentazione.Si può pertanto ipotizzare che l’ingressione mari-na pliocenica interessasse solamente l’ampia de-pressione che attualmente è occupata dal trattoterminale del T. Merula, lasciando emersa buonaparte dell’attuale valle. Il bacino di sedimentazio-ne pliocenica sarebbe stato chiuso, a ponente, dairilievi che si elevano a N di Capo Cervo e, a levan-te, della dorsale semisommersa di Capo Mele.Inoltre, occorre considerare che i depositi del

Pliocene sono presenti soltanto sul versante idro-grafico destro della Val Merula.

Le condizioni giaciturali dei vari depositipliocenici della Liguria occidentale, unitamentealle analisi di neotettonica (BONI, 1986, cum bi-blio) e alle considerazioni di geodinamica mari-na (CORRADI et al., 1984), portano a pensare chetali depositi abbiano subito deformazioni e spin-te differenziate. Detti fenomeni sarebbero ac-compagnati da una doppia serie di faglie, per lopiù sub-verticali, una orientata all’incirca per-pendicolarmente all’attuale linea di costa e l’al-tra con direzione ortogonale alla precedente.Sembrerebbe verosimile che la costa ligure, per-lomeno nella zona compresa tra San Lorenzo alMare (7 km a SO di Imperia) ed Andora, sia di-visa in blocchi, ciascuno dei quali si è mosso inmaniera sufficientemente indipendente da quel-li adiacenti, in forza del doppio sistema di fagliesu menzionato.

Non trascurabile è la segnalazione, nelle carteoceanografiche, di un canyon sottomarino (fig. 1),posizionato nei pressi di Laigueglia, a oriente diCapo Mele; tale rilievo costituisce lo spartiacquesinistro del tratto terminale del T. Merula. Questocanyon si trova all’incirca in corrispondenza delprolungamento a mare del sovrascorrimento chesepara il Flysch ad Elmintoidi dalla serie di Mo-glio-Testico.

In questo contesto occorre tener conto del fat-to che l’apertura dei bacini pliocenici è la conse-guenza della rotazione antioraria degli assi dellestrutture, da mettere in relazione con lo sfenoca-sma ligure che avrebbe portato il massiccio sardo-corso ad occupare la posizione attuale. Significa-tivo è il fatto che tale rotazione si sia protratta, siapure con modalità differenti, fino all’attuale (VA-NOSSI et al., 1994).

Inoltre, le ricerche di neotettonica nell’area(BONI et al., 1981) hanno evidenziato la presenzadi due faglie trascorrenti sinistre ortogonali alla li-nea di costa: una, con direzione circa ESE-ONO,

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Poster 6

ASSETTO IDROGEOMORFOLOGICO DELLA VAL MERULA (SV):ASPETTI EVOLUTIVI

Boni Paolo, Pellegrini Luisa & Peloso GianfrancescoUniversità degli Studi di Pavia, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ferrata 1, 27100 Pavia (Italy) [email protected], [email protected], [email protected]


impostata lungo il canyon di Laigueglia (linea Ce-sio-Laigueglia) e l’altra, con direzione circa SSE-NNO, allungata grossomodo come la parte termi-nale dell’asta del T. Merula.

Per un corretto e completo esame, accanto aidati geologici, strutturali e neotettonici, si è rite-nuto di svolgere approfondite analisi a caratteregeografico-fisico sul Torrente Merula e sulla suavalle, utilizzando anche le metodiche GIS. Sonostati considerati molteplici parametri da quelli cli-matici a quelli idrologici, a quelli geomorfici aquelli morfostrutturali, che hanno, alla fine, per-messo di riconoscere tre distinti settori del bacino(fig. 1). Il primo e il secondo di tali settori risulte-rebbero separati l’uno dall’altro da elementi tetto-nici lineari, riconducibili a faglie sub-verticali,grossomodo ortogonali al corso d’acqua. che han-no conferito complessivamente l’aspetto ad arcodella valle. Tali elementi lineari sono caratterizza-ti da notevoli evidenze morfotettoniche. Il terzo

settore, corrisponde al tratto terminale del bacino,nel quale il torrente è caratterizzato da un nettocambiamento di direzione (da ONO - ESE aNNO - SSE circa).

Appare assai verosimile, pertanto, che il tor-rente in studio abbia modificato via via il suo trac-ciato. Sulla base delle argomentazioni suesposteviene qui di seguito proposta, sia pure in modoschematico, la successione degli eventi che hannodeterminato l’evolversi dell’area.– La ricostruzione deve tener conto della presen-

za dell’importante sovrascorrimento che separail Flysch ad Elmintoidi dalla serie di Moglio-Te-stico e che, in una prima fase, doveva essere al-lineato con il canyon di Laigueglia, determinan-do un primitivo deflusso verso mare (paleo-Me-rula).

– Successivamente, l’apertura dei bacini plioceni-ci è accompagnata da una rotazione della zonadi Laigueglia-Capo Mele, che porta allo sfasa-

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FIGURA 1 - Modello del terreno della Val Merula e dell’area circostante. 1 – orlo di sovrascorrimento, a) localmente fagliaverticale; 2 – lineamenti morfotettonici che individuano i tre settori della valle; 3 – ubicazione della zona in-vestigata.


mento tra l’asse del canyon e l’andamento delsovrascorrimento.

– Una fase tettonica di sollevamento (auctorum)tardo-pliocenica porta all’emersione di tutta l’a-rea in esame e all’instaurarsi di un reticolatoidrografico paragonabile all’attuale.

– Il T. Merula si sviluppa, in questa fase, lungol’allineamento Cesio-Laigueglia, con sbocco traLaigueglia ed Alassio. L’andamento circa O-Edel tracciato fluviale del primo settore ne sareb-be la testimonianza.

– In un momento successivo, l’attività della fasciadi deformazione, alla quale si accompagnano si-stemi di faglie e/o fratture, individuata da BONI

A. et al. (1981), delinea una primitiva curvatu-ra del tracciato idrografico, riscontrabile nel se-condo settore.

– Nella fase seguente si assiste alla netta deviazio-ne verso SSE del tratto terminale del torrente,la quale sarebbe da imputare alla faglia trascor-rente sinistra diretta SSE-NNO per la quale èstata determinata un’attività recente (BONI etal., 1981). Piegando decisamente verso meridio-ne, il torrente si è creato uno sbocco ad occiden-te di Capo Mele, formando un’ampia piana cheattualmente corrisponde alla piana alluvionaledi Andora.In conclusione, il tracciato del T. Merula, nel-

la sua forma attuale, rappresenta la risposta dell’i-

drografia all’evoluzione tettonica dell’area, evolu-zione che, sulla base dell’analisi geomorfologica,sembrerebbe ancora in atto.

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Il Promontorio di Portofino, con una superfi-cie di 18 km2 ed uno sviluppo costiero di 13 km,presenta emergenze paesaggistiche, naturalisticheed ambientali di enorme pregio e il suo ambitoterrestre, la cui zona protetta risale alla Legge n°

1251/1935, è compreso nell’omonimo Parco Re-gionale, mentre l’Area Marina è stata definita conla Legge n° 979/1982.

L’insediamento di San Fruttuoso, al centro delPromontorio e raggiungibile via mare o con per-

corsi pedonali, rappresentauna delle emergenze più ca-ratteristiche del Parco, inquanto unisce all’elevatopregio storico-architettoni-co del borgo un incompara-bile valore naturalistico.

I settori di versante so-no attraversati dai noti sen-tieri provenienti da Camo-gli, da Portofino e da San

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Poster 7

UN ESEMPIO DI CARTOGRAFIA GEOMORFOLOGICO-AMBIENTALE NEL PARCO DI PORTOFINO (LIGURIA)

Brandolini Pierluigi1, Faccini Francesco1, Piccazzo Mauro2,Robbiano Andrea3, Olivari Francesco3 & Canepa Giacomo3

1 Università degli Studi di Genova, Dipartimento di Scienze dell’Ambiente, dell’Antichità e del Medioevo, Via Balbi2, 16126 Genova (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Genova, Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse, corso Europa 26,16132 Genova (Italy) - [email protected]

3 Geologo libero professionista, corso Garibaldi 58, 16043 Chiavari Genova (Italy) - [email protected]

FIGURA 1 - Carta geomorfologico-ambientale della Baia di San Frut-tuoso. Legenda: 1 - deposito dispiaggia (ghiaia e ciottoli); 2 -scarpata d’erosione marina (fale-sia attiva); 3 - roccia denudata confenomeni di macrofessurazione; 4- roccia affiorante o subaffiorante(Conglomerato oligocenico); 5 -deposito alluvionale e gravitativo(debris flow); 6 - riporto (molod’attracco); 7 - faglia o lineazionetettonica; 8 - frana per crollo, inmare; 9 - scarpata d’origine mari-na, attiva, con direzione dei crol-li; 10 - scarpata d’origine gravita-tiva, attiva, con direzione degli ac-cumuli; 11 - orlo (a) e radice (b) diterrazzo d’origine marina; 12 - li-nea di riva precedente l’evento al-luvionale del 1915; 13 - alveo contendenza all’approfondimento, se-de di potenziale debris flow; 14 -sentiero escursionistico; 15 - nu-cleo abitativo.


Rocco, alcuni dei quali presentano anche passag-gi escursionistici non facili e i fondali della baiasono altrettanto conosciuti non solo perché ospi-tano la statua del «Cristo degli Abissi» ma so-prattutto perché, a causa dell’assetto geologico-strutturale e delle caratteristiche geomorfologi-che del Promontorio, consentono osservazioniecologico-ambientali incomparabili.

I rilevamenti condotti hanno consentito di ela-borare due carte, una di carattere geomorfologi-co-ambientale, relativa ai versanti, ed una morfo-sedimentologica, dedicata all’ambiente subac-queo.

Il settore costiero esaminato è compreso traPunta Torretta e Punta Carega, distanti circa 1 kme con geometria grossolanamente triangolare; lamorfologia della baia è articolata in due piccoleinsenature, separate dal crinale secondario da cuiemerge la Torre cinquecentesca: il nucleo princi-pale, dove sorge l’Abbazia Benedettina del X se-colo, è posto allo sbocco del Vallone dei Fontani-ni, mentre un abitato minore è situato più a levan-te, dove sfocia il Fosso di San Fruttuoso.

I versanti si presentano caratterizzati da roc-

cia affiorante (Conglomeratooligocenico) o subaffiorante,con arbusti o vegetazione ru-pestre e solo in subordine daPinete e Leccete, mentre sul-la costa sono presenti fale-sie attive. In corrispondenzadello sbocco dei due brevitorrenti si osservano duemodeste spiagge ciottolose,molto frequentate in perio-do estivo, che hanno subitoun consistente ripascimentoa seguito del disastrosoevento alluvionale del 1915,

ascrivibile ad un debris flow; attualmente questepocket beaches, con una traversia principale rap-presentata dai mari di Libeccio, risultano abba-stanza stabili. In corrispondenza dell’eliporto edalle spalle del borgo si osservano anche due ter-razzi d’origine marina.

Nella zona indagata l’impatto antropico ap-pare molto ridotto: oltre ai pochi edifici, si notasoltanto il molo artificiale d’attracco; i terrazza-menti dedicati all’olivicoltura sono limitati aiversanti immediatamente retrostanti il nucleoabitato.

L’analisi morfo-batimetrica e sedimentologicadel fondale della baia ha permesso di constataredifferenze tra la granulometria della spiaggiaemersa e quella della zona sommersa, dove è pre-sente anche sedimento più fine. Il profilo degra-da rapidamente dalla battigia fino a –10 m lungola falesia interessata da diffusi fenomeni di crollo.Tra le isobate –10 m e –40 m il fondale è caratte-rizzato da sabbia, in subordine ghiaia, mentre ol-tre 40 m di profondità, dopo una fascia di sabbia,da grossolana a fine, inizia una distesa di limo sab-bioso.

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FIGURA 2 - Carta morfo-sedimen-tologica della Baia di San Fruttuo-so. Legenda: 1 - blocchi da franaper crollo, su fondale in roccia; 2 -fondale in roccia, con acclività su-periore a 60%; 3 - fondale in roc-cia, con acclività inferiore a 60% epresenza più o meno abbondantedi blocchi; 4 - fondale in roccia,con acclività inferiore a 60% e co-pertura di sabbia; 5 - sabbia preva-lente con ghiaia, ciottoli e resti co-ralligeni; 6 - ghiaia prevalente consabbia, ciottoli e resti coralligeni; 7- sabbia fine e limo.


Bibliografia

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Il territorio del comune di Tribogna e i suoi din-torni, nell’Appennino ligure,sono stati interessatida numerosi fenomeni franosi in concomitanza al-l’evento alluvionale del 6 novembre 2000. In par-ticolare, è stato studiato il dissesto di versante inlocalità Aveno-Geppotti, attraverso un rilevamen-to geologico e geomorfologico di dettaglio dell’a-rea e di un adeguato intorno,realizzando una car-ta geomorfologica e due sezioni geologiche inter-pretative. Contemporaneamente è stata condottaun’analisi approfondita dei dati pluviometrici dis-ponibili nella zona investigata. Sono state effettua-te prospezioni sismiche a rifrazione, che hanno evi-denziato la presenza di una coltre detritica di spes-

sore fino a 8 m ed un substrato roccioso ardesiacomolto alterato. Prove geotecniche di laboratorio sucampioni di terreno sciolto prelevato nell’area difrana hanno permesso di definire il livello più su-perficiale come limo di media compressibilita(ML). La frana è di tipo complesso (movimentorototraslativo nella porzione superiore e colata interra nei settori mediano e terminale) ed ha inte-ressato il terreno sciolto terrazzato ed un potentespessore di roccia ardesiaca alterata e fratturata. Ilmovimento franoso ha interessato alcuni tornantidella strada d’accesso all’abitato di Aveno-Geppot-ti, coinvolgendo alcuni edifici sia nella zona di dis-tacco sia di accumulo.

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Poster 8

DISSESTI GEOMORFOLOGICI, EVENTI ALLUVIONALIED INSEDIAMENTI UMANI: IL CASO DI TRIBOGNAIN VAL FONTANABUONA (APPENNINO LIGURE)

Brandolini Pierluigi1, Faccini Francesco, Nicchia P. & Terranova R.1 Università degli Studi di Genova, DISAM, Dipartimento di Scienze dell’Ambiente, dell’Antichità e del Medioevo,Sezione di Scienze Geografiche, Via Balbi 2, 16126 Genova (Italy) - [email protected]


Il paesaggio naturale è attualmente in fase diveloce ed intensa trasformazione sia a causa delleattività antropiche sia per la sua rapida risposta, inalcune aree sensibili, alle variazioni climatiche inatto; entrambi questi aspetti possono portare adun aumento delle pericolosità naturali e/o indot-te dall’uomo. In tale situazione la continua espan-sione delle attività ludiche all’aria aperta ha por-tato sia alla ricerca di nuovi e più ampi spazi peril loro svolgimento sia ad un generalizzato aumen-to del carico turistico, con espansione in aree sem-pre più fragili. Ne deriva pertanto la scoperta e lafrequentazione, da parte di un numero sempremaggiore di persone non solo di aree soggette apericolosità in atto da tempo ma anche di aree do-ve queste pericolosità sono in fase di incremento;inoltre la maggiore accessibilità di numerose aree,resa possibile dagli impianti di risalita in monta-gna e dalla sempre maggiore disponibilità di mez-zi natanti in mare, ne permette la fruizione anchead un pubblico non adeguatamente preparato,senza trascurare il fatto che le diverse mode han-no portato ad un approccio a volte meno medita-to nei confronti dell’ambiente naturale.

La variabilità climatica, e quella meteorologicaad essa associata, giocano anch’esse un ruolo im-portante sia nell’incremento della pericolositàgeomorfologica ed ambientale, (ad esempio inne-sco di debris flow, valanghe) sia della vulnerabili-tà della componente umana, più difficile da iden-tificare ma non meno importante (ad esempiopresenza di sentieri scivolosi, perdita di orienta-mento, peggioramento delle condizioni fisiche incaso di maltempo o di elevata temperatura edumidità).

La pericolosità geomorfologica può quindi tra-sformarsi in un rischio, se si tiene conto della cre-scente frequentazione persino in aree remote: perquanto riguarda l’ambiente di montagna si è veri-

ficato un enorme ampliamento del numero deifrequentatori in aree prima considerate inaccessi-bili, con numerosi sport praticati fino alle altequote: in questi ultimi anni si sono molto svilup-pati sia lo sci alpinismo sia le escursioni invernali,con conseguente aumento del rischio da valanga.Analogamente in ambiente costiero la frequenta-zione turistica escursionistica e/o balneare si spin-ge oggi in zone geomorfologicamente pericolose.

In molti ambienti inoltre il richiamo turistico avolte è dato proprio dal rischio geomorfologico,visto come scenario di confronto dell’uomo con lanatura. Pertanto le aree soggette a pericolositàgeomorfologiche o in grado di arrecare danni aifruitori sono sempre più frequentate dai pratican-ti degli sport estremi: torrenti montani impetuosie incassati (canoismo, torrentismo…), grotte (spe-leologia), pareti rocciose (arrampicata sportiva),versanti ripidi e soleggiati (parapendio), cascate dighiaccio ecc.

Ne deriva l’importanza fondamentale del cen-simento delle pericolosità naturali ed indotte dal-l’uomo ed il loro monitoraggio, tenendo contoche la pericolosità può da un lato aumentare acausa dell’intensificarsi di alcuni fenomeni natura-li e dall’altro può portare e diverse reazioni daparte dell’utente in rapporto alle sue caratteristi-che fisico-tecnico-culturali (conoscenza del feno-meno, abilità, allenamento, attrezzatura ecc.).Questi sarà di conseguenza esposto ad una vulne-rabilità maggiore o minore rispetto all’evento na-turale, con conseguente variazione del grado di ri-schio (esempio: sentiero molto frequentato, ripi-do e a strapiombo, interessato da precipitazionecon conseguente aumento della scivolosità: il ri-schio conseguente sarà inversamente proporzio-nale al grado di conoscenza, di preparazione ed al-la adeguata attrezzatura del frequentatore).

Queste premesse hanno portato alla costituzio-

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Poster 9

PERICOLOSITÀ GEOMORFOLOGICA IN RAPPORTOALLA FRUIZIONE TURISTICA - GRUPPO DI LAVORO AIGEO

Brandolini Pierluigi1, Pelfini Manuela2 & Piccazzo Mauro3

1 Università degli Studi di Genova, DISAM, Dipartimento di Scienze dell’Ambiente, dell’Antichità e del Medioevo,Sezione di Scienze Geografiche, Via Balbi 2, 16126 Genova (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scienze della terra «Ardito Desio», Via Mangiagalli 34, 20133 Mi-lano (Italy) - [email protected]

3 Università degli Studi di Genova, Dipartimento di Scienze della Terra, Corso Europa 26,16132 Genova (Italy)[email protected]


ne di un gruppo di lavoro in ambito AIGEO cheha come obiettivo principale la realizzazione di unmodello per la catalogazione delle pericolosità na-turali e degli elementi di vulnerabilità connessi al-la frequentazione turistica, da sperimentare inaree campione ed estendibile a tutti gli ambientinaturali. Il modello mira alla definizione dei pos-sibili scenari di rischio geomorfologico in aree tu-ristiche, basato sul censimento e la quantificazio-ne della pericolosità geomorfologica e della vulne-rabilità, che possa essere di supporto alla gestioneed alla programmazione territoriale e possa esse-re applicato nei diversi ambienti.

L’analisi delle pericolosità in rapporto alla fre-quentazione turistica otterrebbe, come risultati,da un lato un approfondimento delle conoscenzecon la determinazione di un grado di pericolositàriferito al fenomeno naturale in relazione alla tipo-logia di frequentazione (vulnerabilità) e dall’altroun maggior grado di informazione: ciò si tradur-rebbe in una maggiore garanzia di sicurezza per ilturista in quanto la conoscenza dei fenomeni po-tenzialmente dannosi permette di mitigare il ri-schio.

Bibliografia

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M. & PICCAZZO M. (2004) - How to assess geomor-

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Nel lavoro vengono ricostruite le variazioni re-centi del Ghiacciaio Grande di Verra (Valle d’Ao-sta)con un approccio multidisciplinare. La primafase del lavoro ha comportato un’indagine biblio-grafica su documentazioni storiche sia di tipo qua-litativo (rappresentazioni iconografiche) che di ti-po quantitativo (dati sulle variazioni frontali,con-fronti cartografici). Fra il 1913 e il 2001 il ghiac-ciaio è arretrato di 816 m, ma il dato è resoimpreciso da alcune lacune della serie storica, percolmare le quali si è ricorso a metodi statistici;sisono correlati i dati disponibili del Ghiacciaio diVerra con quelli del Ghiacciaio del Lys e con i da-ti meteorologici della stazione del Gabiet. In en-trambi i casi il coefficiente di correlazione non èrisultato molto elevato; si è comunque utilizzata laretta interpolante dei due ghiacciai per ricostrui-re i dati mancanti. Si è così calcolato che tra il1913 e il 1921 il ghiacciaio sarebbe avanzato di 78m, mentre tra il 1975 e 1985 la variazione fronta-le sarebbe stata di 16 m. Con i dati ricostruiti, l’ar-retramento totale del ghiacciaio è stato calcolato

in 885 m. Dall’analisi delle variazioni areali effet-tuate mediante il confronto di cartografia storicain ambiente GIS è emerso che dalla Piccola EtàGlaciale al 2001 la riduzione areale è pari a ha 300(corrispondenti al 31%della superficie iniziale);tale riduzione non si è manifestata in modo linea-re nel tempo,ma risulta particolarmente intensatra il 1934 e il 1956 (ha 2,1 come media annua),di-minuisce tra il 1975 e il 1991 (ha 0,73),per poi ri-prendere in modo più accentuato tra il 1991 e il2002 (ha 2,4). Alcune tracce di questa dinamicaglaciale sono state ritrovate anche sul terreno do-ve nell’area proglaciale si sono rinvenute morenedella seconda metà del XX secolo. L ’elaborazio-ne dei dati della stazione del Lago Gabiet ha per-messo di attribuire le cause della piccola fase diespansione 1975-1985 ad un aumento delle preci-pitazioni che raggiungono i valori massimi il tra il1976 e il 1979 con uno scarto medio di 244 mm(+44%)rispetto al periodo 1928-1994, e ad una ri-duzione delle temperature estive tra il 1973 e 1984(scarto medio di –1 °C).

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Poster 10

LE VARIAZIONI FRONTALI ED AREALI RECENTIDEL GHIACCIAIO GRANDE DI VERRA (MONTE ROSA)

Carnielli TeresaUniversità degli Studi di Milano, Dipartimento di Scienze della Terra «Ardito Desio», Via Mangiagalli 34, I-20133 Mi-lano (Italy) - [email protected]


Il Ghiacciaio d’Agola è situato nel settore me-ridionale delle Dolomiti di Brenta. Con una su-perficie di 22,5 ettari è l’apparato più esteso delgruppo montuoso (BOMBARDA & PARISI, 1997). Sitratta di un ghiacciaio montano di circo compre-so fra 2600 e 2900 m di quota, esposto prevalen-temente a NW e circondato da pareti dolomitichesub-verticali (fig. 1).

La morfologia locale agisce in modo determi-nante sulle dinamiche di accumulo e di ablazione,in analogia con quanto avviene nella maggior par-te dei ghiacciai di circo ad alimentazione mista si-

tuati in ambiente dolomitico (ZANON, 1990). Ladistribuzione spaziale degli accumuli nevosi risen-te fortemente dell’azione delle valanghe che sonoin grado di redistribuire il manto nevoso su quasitutta la superficie del ghiacciaio, influenzando diconseguenza il bilancio di massa (DEL LONGO etal, 2001; MOTTA & MOTTA, 1997).

Lo studio dettagliato dei processi di superficiesul Ghiacciaio d’Agola, unitamente a quello dellecondizioni climatiche al contorno, è finalizzato al-la comprensione del comportamento di questo ti-po di ghiacciai nell’attuale fase climatica.

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Poster 11

IL BILANCIO DI MASSA DEI GHIACCIAI DOLOMITICIAD ALIMENTAZIONE MISTA: IL CASO DEL GHIACCIAIO D’AGOLA

(DOLOMITI DI BRENTA, TRENTINO)

Carturan Luca1,2, Seppi Roberto1,3, Bezzi Roberto1 & Paoli Andrea1

1 Comitato Glaciologico Trentino SAT, Via Manci 57, 38100 Trento (Italy) - [email protected] Università degli Studi di Padova, Dipartimento Territorio e Sistemi Agro-Forestali, viale dell’Università 16, 35020 Le-

gnaro PD (Italy).3 Museo Tridentino di Scienze Naturali, Via Calepina 14, 38100 Trento & Università degli Studi di Pavia, Dipartimen-

to di Scienze della Terra, Via Ferrata 1, 27100 Pavia (Italy) - [email protected]

FIGURA 1 - Il Ghiacciaio d’Agola (29 agosto 2004, foto R. Bombarda)..


Il bilancio di massa viene determinato con il me-todo glaciologico diretto (BRUGMAN & OSTREM,1991), utilizzando una rete di monitoraggio parti-colarmente fitta. L’ablazione è misurata su 29 pa-line, mentre l’accumulo è determinato effettuandouna media di 110 sondaggi di spessore e una trin-cea di densità. L’adozione di un così alto numerodi punti di misura è resa necessaria dall’elevata va-riabilità spaziale dell’accumulo nevoso e dell’atti-tudine energetica del ghiacciaio. I dati nivo-meteo-rologici raccolti dalle stazioni locali e i dati di tem-peratura dell’aria registrati da un datalogger situa-to alla quota della fronte (2600 m), sono utilizzatiper l’interpretazione dell’andamento annuale delbilancio.

I risultati delle tre campagne di rilevazione fi-no ad ora svolte confermano l’attuale tendenza aduna forte riduzione volumetrica, dovuta soprat-tutto all’aumentata intensità dell’ablazione estiva.

L’annata di bilancio 2001-2002 ha visto unconsiderevole deficit negli accumuli invernali e

una prima parte della stagione estiva particolar-mente calda. Il bilancio del primo anno è risulta-to quindi negativo con una perdita di massa paria 1350 mm we. L’anno idrologico 2002–2003, nel-la norma per quanto riguarda gli accumuli, è sta-to caratterizzato da un’estate particolarmente cal-da che ha determinato tassi di ablazione eccezio-nalmente elevati e una consistente perdita di mas-sa (–2100 mm we). L’anomalia termica positivapresso la stazione meteorologica di Prà Rodont(situata a 1530 m s.l.m. a valle del ghiacciaio), e re-lativa al quadrimestre estivo, è risultata pari a+2,2 °C rispetto al valore medio registrati negli ul-timi 26 anni.

La stagione 2003-2004, caratterizzata da accu-muli sopra la media e da un periodo di ablazionemolto prolungato, si è chiusa con un bilancio me-no negativo degli anni precedenti e pari a –590mm we (fig. 2). L’ultimo anno di bilancio ha con-sentito di quantificare l’importanza di precipita-zioni invernali abbondanti e concentrate sul

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FIGURA 2 - Ghiacciaio d’Agola: bilancio di massa della stagione 2003 – 2004 (in m we) e posizione delle paline di abla-zione.


ghiacciaio dalle valanghe, nonché il ruolo dellaprotezione orografica nell’ultima parte della sta-gione di ablazione.

Lo studio dettagliato del bilancio di massa delGhiacciaio d’Agola ha messo in evidenza l’impor-tanza dell’evoluzione della stagione invernale perghiacciai di questo tipo, soprattutto per quanto ri-guarda frequenza, intensità ed abbondanza delleprecipitazioni nevose. Stagioni invernali con ap-porti nevosi concentrati in pochi intensi eventi so-no da considerare sfavorevoli ai fini dell’alimenta-zione del ghiacciaio, a causa della sua attuale mor-fologia. In questi casi, infatti, l’attività valanghivaasporta gran parte dell’accumulo dalle porzionisuperiori, più ripide e protette orograficamente,alle zone sottostanti, meno acclivi e maggiormen-te esposte alla radiazione solare. Talvolta una con-sistente parte della neve viene trasferita a valle del-la fronte, determinando una perdita di massa giàin stagione di accumulo (stagione 2001-2002). Unnumero elevato di eventi nevosi di intensità debo-le o moderata e ravvicinati nel tempo (inverno2003-2004), consentono invece il costante scarica-mento di piccole valanghe nei settori superiori delghiacciaio, dove la neve può conservarsi più a lun-go durante l’estate.

Bibliografia

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60


At the end of 2002 a Working Group within theItalian Association of Physical Geography and Ge-omorphology (AIGeo) started its three-year activity,with the main aim to assess possible periglacial con-ditions occurred during past glacial stages. The re-search team focuses on the analysis of relict features(landforms and associated deposits), by comparingmaterials, methodologies and results of one’s ownresearch on the periglacial environment, and theattempt to fix their chronology. Although present-day and Quaternary distribution of permafrost inItaly has been recently reconstructed by means oftypical landforms, such as rock glaciers (DRAMIS &GUGLIELMIN, 1999), the genesis of many other land-forms, usually interpreted as related to periglacialprocesses, is not yet clear. Scree taluses and blockstreams/fields, very recurrent on moderately steepslopes in the Apennines and in Sardinia, and not re-lated to any present-day morphoclimatic environ-ment, are being investigated. Since sedimentary fa-cies cannot be always univocally interpreted becausepossibly produced by different processes and ofteninvolved by significant post-depositional changes,the WG is trying to collect evidence about their gen-esis, whether really periglacial or not, investigatingthe role of frost weathering in sediment supply andmaybe seasonal freezing and cryonival phenomenarather than permafrost in sedimentary processes,

and consequently to use typical periglacial (relict)landforms for Quaternary paleoclimatic reconstruc-tions in Italy.

After comparing the different types of land-forms/deposits outcropping in the study areas(fig. 1), separately investigated by the WG mem-

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Poster 12

THE STUDY OF RELICT FORMS FOR THE RECONSTRUCTIONOF PAST PERIGLACIAL ENVIRONMENTS

IN THE ITALIAN MOUNTAIN CHAINSAIGeo Working Group (Italy) «Past distribution of the periglacial environment

in the Italian mountain chains: reconstructions based on the study of relict forms»

Casarosa Nicola1, Chelli Alessandro2, Firpo Marco3, Ginesu Sergio4, Guglielmin Mauro5,Pappalardo Marta1, Pecci Massimo6, Queirolo Cristiano3, Ribolini Adriano1, Robustelli Gaetano7,

Scarciglia Fabio7, Sias Stefania4 & Tellini Claudio2

1 Università degli Studi di Pisa, Dipartimento di Scienze della Terra, Via S. Maria 53, 56126 Pisa (Italy)[email protected], [email protected], [email protected]

2 Università degli Studi di Parma, Dipartimento di Scienze della Terra, Parco Area delle Scienze, 157/A 43100 Parma(Italy) - tellini @unipr.it

3 Università degli Studi di Genova, Dipartimento per lo Studio del Territorio e delle sue Risorse, C. Europa 26, 16132Genova (Italy) - [email protected], [email protected]

4 Università degli Studi di Sassari, Istituto Scienze Geologico Mineralogiche, Corso Angjoi 10, 07100 Sassari (Italy) [email protected], [email protected]

5 ARPAL, Lombardia;6 ISPESL-Dipartimento Insediamenti Produttivi e Interazione con l’Ambiente, P.za dei Caprettari 70, 00186 Roma

(Italy) - [email protected] Università degli Studi della Calabria, Dipartimento di Scienze della Terra, Via P. Bucci, Arcavacata di Rende (Co-

senza) (Italy)

FIGURE 1 - Location map of the study areas.


bers, a work sheet for a standard description oftheir main characters and for possible data baseimplementation was prepared, and is being testedand applied at the various study sites.

A statistical approach (eigenvalue and sphericalvariance methods, recently applied by BERTRAN etal., 1997) to support and compare the classical ge-omorphological and sedimentological descriptionof scree deposits has been successfully performedon éboulis ordonné-types. It is based on the evalu-ation of the fabric strength/randomness of clastsby measuring a-axis orientation and dip, and re-vealed to be a good discriminator of sedimentaryprocesses.

References

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Il presente lavoro si occupa dell’evoluzionegeomorfologica del settore di Pianura Padana checomprende la parte sud-occidentale della Provin-cia di Mantova e l’estremità settentrionale dellaProvincia di Reggio nell’Emilia, separate tra lorodal F. Po nel tratto tra foce Enza e foce Oglio. L’area di studio ha una pendenza minore dello

0,15% e pertanto ricade nel settore di bassa pia-nura (cfr. CASTIGLIONI & PELLEGRINI G.B., 2001).Questa nota è basata sui dati geomorfologici e ar-cheologici acquisiti dagli autori nell’ambito di unaricerca piu’ articolata a carattere multidisciplina-re (cfr. VENTURI & BACCHI, 2003).

Lo studio geomorfologico è stato realizzato at-traverso la ricerca bibliografica, ilrilevamento sul terreno, lo studiodelle fotografie aeree (sia analogi-che sia digitali) e l’utilizzo di Siste-mi Informativi Territoriali.

L’assetto altimetrico del territo-rio in esame è stato rappresentatoin una Carta del microrilievo conequidistanza di 1 m da cui è statoricavato un Modello Digitale delleAltezze (DEM) (fig. 1). Da questidocumenti risulta che nell’area distudio si possono distinguere variezone: all’estremità nord il lembomeridionale della piana fluviogla-ciale in parte incisa dalla depressio-ne dell’Oglio, la zona in sinistra Poinclinata verso Est, l’alveo pensiledel F. Po e la zona di pianura in de-stra Po con pendenza verso Nord-Est. In questo quadro sono stati in-dividuati dossi fluviali ed aree de-presse

È stata inoltre realizzata unaCarta geomorfologica (fig. 2) in cuisono indicati i principali elementidell’idrografia attuale, le forme flu-

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Poster 13

EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICADELLA BASSA PIANURA MANTOVANA E REGGIANA

(PIANURA PADANA, ITALIA SETTENTRIONALE)

Castaldini Doriano1, Marchetti Mauro1, Anghinelli Antonio2 , Anghinelli Sergio2 & Tirabassi James3

1 Università degli Studi di Modena e Reggio Emilia, Dipartimento di Scienze della Terra, Largo S. Eufemia 19, 41100Modena (Italy) - [email protected], [email protected]

2 Museo Civico A. Parazzi, via Manzoni 2, Viadana, Mantova (Italy)3 Musei Civici, Via Secchi 1, 42100 Reggio Emilia (Italy) - [email protected]

FIGURA 1 - Modello Digitale delle Altez-ze (DEM) della bassa pianura mantova-na e reggiana.


vioglaciali e fluviali e le forme legate ad interven-ti antropici.

In sinistra Po, nella bassa pianura mantovana,il principale corso d’acqua è il fiume Oglio chescorre pensile tra argini artificiali all’interno diuna depressione modellata nella piana fluviogla-ciale. Il limite tra la piana fluvioglaciale, caratte-rizzata da numerosi paleoalvei entro vallecole afondo concavo, e la pianura del Po è marcato dauna scarpata alta un paio di metri. La pianura delPo è solcata da una fitta rete di corsi d’acqua se-condari naturali, con direzione di scorrimentoverso Est, sulla quale l’uomo è intervenuto neltempo modificandola sensibilmente. Numerosi

sono gli specchi d’acqua natu-rali: si tratta di «gorghi» o«bugni» dovuti ad emergenzedella falda. Di notevole in-teresse le numerose traccepaleoidrografiche individuateche hanno assunto un ruolofondamentale per il popola-mento umano di epoca prei-storica dal Neolitico medio,all’Eneolitico e per tutto l’ar-co dell’età del Bronzo. Du-rante tali periodi gli insedia-menti sono prevalentementepresenti su un corso anticodel fiume Oglio, presso il pae-se di Gazzuolo e su un pa-leoalveo minore attivo nellevicinanze di Spineda e Com-messaggio Nel periodo delBronzo medio e recente, unconsiderevole numero di abi-tati sono stati riscontrati suipaleoalvei che corrispondo-no, a tratti, ai corsi d’acquaminori a scorrimento versoEst. In essi è stata anche rile-vata una elevata presenza disiti del periodo romano e me-dioevale, che sembrano atte-stare una loro attività in epo-che storiche. In sintesi, l’in-treccio di paleoalvei, a dire-zione Ovest-Est, nell’area traViadana e foce Oglio è chiara-

mente attribuibile ad antichi tracciati del Po. Al-cuni di questi sono correlabili al sistema fluvialePo di Adria-Po di Spina attivo nell’età del Bron-zo; altri sono di epoche successive. In questo set-tore del mantovano l’attività estrattiva può consi-derarsi contenuta anche se ha comunque lasciatotracce abbastanza evidenti.

Il Po scorre verso Est descrivendo un’ansa ver-so Nord determinata dalle deviazioni dell’VIII se-colo a.C. presso Guastalla e del XII secolo d.C.presso Luzzara. Nella Carta Geomorfologica iltracciato del Po è stato aggiornato, rispetto alla si-tuazione riportata sulle Carte Tecniche della Lom-bardia e dell’Emilia Romagna, utilizzando le orto-

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FIGURA 2 - Carta geomorfologicadella bassa pianura mantovana ereggiana.


foto digitali del volo Italia 2000. Il fiume scorrepensile all’interno di un’area golenale compresatra argini maestri alti 5-6 m, ovvero in una situa-zione di elevato rischiodi esondazione. Nell’areagolenale sono presenti numerosi «bugni» e una fit-ta rete di paleoalvei. Di particolare interesse sonoil paleoalveo detto Parma Morta e alcuni traccia-ti abbandonati presso foce Enza e presso foceCrostolo che testimoniano l’estrema variabilità neltracciato finale degli affluenti di destra del Po:nella cartografia della prima metà del XIX secoloinfatti i torrenti Parma ed Enza confluivano in Poentro un unico alveo. Nell’area golenale si conta-no numerosi insediamenti abitativi nonchè diver-se aree di cava. Lungo entrambe le sponde sonostate realizzate numerose opere di difesa per con-trastare l’erosione fluviale.

In destra Po, bassa pianura reggiana, i princi-pali corsi d’acqua sono i torrenti Enza e Crostoloche scorrono pensili in alvei arginati. Mentre l’En-za denota un tracciato naturale a meandri, il Cro-stolo presenta un corso con lunghi tratti rettilineiin quanto rettificato dagli interventi idraulici del-la Bonifica Bentivoglio del XVI secolo. La reteidrografica del territorio è costituita anche da unafitta rete di canali e corsi d’acqua, quasi totalmen-te artificiali. L’antropizzazione di quest’area è re-cente: qui infatti mancano del tutto i siti dell’etàdella pietra e dell’età del rame, forse mai esistiti o,più probabilmente, sepolti da coltri alluvionali. Leprime attestazioni risalgono all’età del Bronzo me-dio e recente (XV-XII secolo a.C.). Estremamen-

te rare sono le attestazioni etrusche, mentre nume-rose sono quelle di età romana; tra queste ultimeparticolarmente interessanti risultano alcuni siti disuperficie rinvenuti in prossimità del Po. Anchequesta zona è caratterizzata da numerose traccepaleoidrografiche; esse si sviluppano da sud ver-so nord, a meridione di Boretto, e da ovest versoest nella zona prossima al Po; queste ultime sonocorrelabili al sistema Po di Adria - Po di Spina at-tivo nel Bronzo. Le tracce a meridione di Borettosono essenzialmente costituite da dossi; in parti-colare, sono stati riconosciuti due sistemi di dos-si: uno ad oriente dell’Enza ed uno ad oriente delCrostolo, Essi testimoniano la migrazione versooccidente di questi corsi d’acqua che hanno rag-giunto la posizione attuale dopo il Medioevo. Ailati del Crostolo, sono concentrate alcune aree al-timetricamente depresse: si tratta di zone in pas-sato paludose (ricordate nei documenti storici coni toponimi lacus, palus o vallis che furono bonifi-cate solo nel XVI secolo d.C.

Bibliografia

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VENTURI S. & BACCHI N. (a cura di) (2003), L’animadel Po. Terre, acque e uomini tra Enza e Oglio. Bat-tei Ed. Parma, 473 pp.

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Il sito in questione è ubicato alla foce dei Fiu-mi Uniti nel Comune di Lido Adriano, in Provin-cia di Ravenna. La morfologia locale è caratteriz-zata da una superficie topografica pianeggiante lecui quote non superano mai 1,8 metri s.l.m.. L’a-

rea si presenta con una forma sub-triangolare de-limitata da due elementi (fiume ed argine) tra lo-ro divergenti procedendo verso mare.

Questo tratto di costa è caratterizzato da unazona intertidale piana sviluppata in corrisponden-

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Poster 14

MIGRAZIONE CICLICA DI SECCHE SABBIOSEALLA FOCE DEI FIUMI UNITI (RAVENNA)

Castiglione Emanuele1, Ciavola Paolo1 & Balouin Yann2

1 Università degli Studi di Ferrara, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Ercole I° D’Este 32, Ferrara (Italy)[email protected], [email protected]

2 BRGM, Rue de Pinville 1039 Montpellier (France) - [email protected]

FIGURA 1 - Immagine della Foce dei Fiumi Uniti nel 2002 (volo AIGEA). Coordinate in UTM 32. Il riquadro indica lazona di studio.


za dell’affioramento di sedimenti costituiti preva-lentemente da limi grigi sabbiosi e/o argillosi co-lonizzati da bivalvi. Verso mare questo strato è ca-ratterizzato da un gradino morfologico verticale lacui altezza massima raggiunge i 40 cm.

Per quanto riguarda le maree il litorale in esa-me è caratterizzato da un regime microtidale do-ve l’escursione mediamente varia dai 30 cm agli 80cm, con picchi di 150 cm dovuti a fenomeni distorm surge e di -150 cm nel caso di storm set-down (YU et al., 1998).

Il moto ondoso sottocosta è delineato da unmare regnante, quindi di maggior frequenza, in unsettore compreso tra i 130° e 140° N, e da un ma-re dominante, di maggior altezza, nel settore com-preso tra 50° e 60° N (DECOUTTERE et al, 1998).

Questa spiaggia è affetta da una notevole ero-sione alla quale si cerca di porre rimedio con l’u-tilizzo di un sistema BMS (Beach ManagementSystem) caratterizzato da tubi drenanti posti sot-to la battigia, che però influenza solamente la par-te più alta della spiaggia e non le secche intertida-li che si prendono in considerazione in questo ca-so.

Lo studio del sito a livello morfologico si staavvalendo di misure dirette della topografia lun-go profili ripetuti che si estendono dalla base del-la massicciata sino ad una profondità di circa –1,5m sotto il l m.m.

I rilievi sono stati svolti utilizzando una coppiadi ricevitori Trimble 5700 in modalità DGPS RTKed una stazione totale.

Utilizzando la stazione totale venivano svolti irilievi del 22 maggio, 2 agosto, 28 settembre e de26 ottobre.

Per quanto riguarda i rilevi del 16 novembre,22 dicembre e 9 gennaio si è usufruito solamentedel sistema DGPS in modalità RTK.

Come si nota andando ad analizzare tutti i ri-lievi dall’inizio del monitoraggio, la forte mareg-giata da N-E del 12-13 novembre 2004 ha aspor-tato una consistente quantità di sedimento, che fa-cendo un calcolo dei volumi rispetto al 26 ottobre2004 risulta essere di circa 11.000 m3 sulla porzio-ne di spiaggia compresa tra 0 e +1 m s.l.m.

In particolare, si è osservata una forte erosionesu tutta la spiaggia e dal confronto con il rilievodel 26 ottobre 2004 si evidenzia un arretramentodella linea di riva di oltre 20 metri.

I meccanismi di bilancio sedimentario si deli-neano chiaramente confrontando tra loro tutti i ri-lievi topografici del 6 aprile, 22 maggio, 2 agosto,28 settembre, 26 ottobre.

Tra il 6 aprile ed il 22 maggio si erode tutta lafascia di battigia e la sabbia si distribuisce su unapiccola freccia litorale attaccata a terra nella par-te centrale della zona studio, ed una secca più alargo nel margine settentrionale. Si nota ancheuna certa accrezione lungo il limite meridionale,possibile sintomo di un ruolo da parte del fiume.

Durante la prima parte dell’estate (22 maggio- 2 agosto) c’è nuovamente una debole accrezionedella battigia, la freccia migra verso nord e si fon-de con la secca che si muove verso terra. Le map-

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FIGURA 2 - Valutazione della migrazione della secca da aprile 2004 a gennaio 2005.


pe di erosione/deposizione identificano una nuo-va secca in formazione. In settembre si evidenziaancora un trend erosivo che sembra però cambia-re tendenza in ottobre.

Nel breve periodo che va da settembre ad ot-tobre 2004 la spiaggia aveva cominciato a presen-tare segni di avanzamento, incoraggianti non-ostante ci fosse stato un periodo di alta energia daBora tra il 10 ed il 13 ottobre. Da notare ancheche ci si trovava vicini ad un periodo di sizigie,con un livello massimo di marea previsto per il 13ottobre di circa +1 m sopra lo zero idrografico.

L’evento meteorico del 12-13 novembre hasconvolto completamente l’assetto della spiaggia,ma già dal rilievo del 22 dicembre si nota come lasedimentazione si cominci a concentrare nellaparte più a Sud della spiaggia, cosa che è ancorpiù evidente dal rilievo del 9 gennaio 2005, quan-do, grazie alla bassa marea sigiziale ed alle altepressioni atmosferiche, il livello di bassa marea era

di circa 1,5 metri rispetto a quello medio. Come si nota, mettendo a confronto i rilievi

che vanno da aprile 2004 a gennaio 2005, le di-rezioni di sedimentazione seguono un movimen-to circolare (fig. 2), interrotto solo nel mese dinovembre a causa del forte evento meteomarinoavuto.

Questo moto circolare sembra essere dovutoalla relazione tra il regime fluviale le correnti dilongshore.

Bibliografia

DECOUTTERE C., DE BACKER K., MONBALIU J. & BER-LAMONT J. (1998), Wave refraction in the UpperAdriatic Sea. CENAS, Kluwer Academic Publishers,169-182.

YU C. S., DECOUTTERE C. & BERLAMONT J. (1998),Storm Surge Simulation in the Adriatic Sea. CENAS,

68


Poster 15

VARIAZIONI DELL’ALVEO DELFIUME SIEVE

(MUGELLO, FIRENZE) CONSE-GUENTI A INTERVENTI DI DIFE-SA DELLE SPONDE DALL’ERO-

SIONE

Cavalli Alberto & Rodolfi GiulianoUniversità degli Studi di Firenze, Dipartimento di Scien-za del Suolo e Nutrizione della Pianta, Piazzale delle Ca-scine 15, 50144 Firenze (Italy) - [email protected],[email protected]

Già da qualche anno è in corso di realizzazio-ne, fra Firenze e Bologna, la linea ferroviaria adAlta Velocità. In particolare, nella zona compresatra Borgo S. Lorenzo e San Piero a Sieve (Firen-ze), fra le numerose opere accessorie è stato rea-lizzato un viadotto stradale per l’attraversamentodel corso del Fiume Sieve, che drena l’ampia de-pressione tettonica del Mugello. Dal momentoche tale opera è stata realizzata in corrispondenzadel tratto di alveo a maggior mobilità planimetri-ca (RINALDI, 1995), per la messa in sicurezza delviadotto si è resa necessaria l’esecuzione di un in-tervento di sistemazione, che è stato condotto se-condo i criteri dell’ingegneria naturalistica.

La zona interessata si estende,verso monte, dalviadotto fino alla confluenza tra il Torrente Car-dètole e la Sieve. Dalle analisi condotte da RINAL-DI (1995) emerge come la causa principale dell’in-stabilità del tracciato della Sieve, che si esprimeprincipalmente in una accentuazione dell’erosio-ne laterale, sia da imputare all’intensa attivitàestrattiva condotta a partire dagli anni ’80 in cor-rispondenza di un tratto di alveo comprendentequattro meandri. I lavori di sistemazione, iniziatinel mese di Maggio 2000, hanno causato profon-de modifiche morfologiche e idrauliche, i cui ef-fetti sono stati da subito ben evidenti. Lungo iltratto considerato, prima dell’esecuzione dell’in-tervento, si rilevava un indice di sinuosità pari a1,59, tipico dei corsi d’acqua appenninici, consi-derati forme instabili o di transizione verso tipimeandriformi. Tutti e quattro i meandri sistematirisultavano interessati da un incremento anomalodei fenomeni. Secondo i modelli evolutivi dellesponde fluviali proposti da SCHUMM et al. (1984),SIMON (1989 e 1994) e SEAR et al. (1994), il trattostudiato si inquadrava in uno stadio caratterizza-to da fenomeni di instabilità delle sponde e di ab-bassamento del fondo. Per provvedere alla messain sicurezza del viadotto, l’alveo, nel corso dei la-vori, è stato profondamente rimodellato e sono

69

Kluwer Academic Publishers, 207-231.


state costruite gabbionate e palificate spondali incorrispondenza del lato esterno ed interno deiquattro meandri. Il corso dell’alveo ha subito co-sì una rettifica e un allargamento. La pendenza èpassata da 1,71‰, valore tipico per corsi d’acquasimili alla Sieve (LEOPOLD et al. 1964), a 2,74‰,mentre l’indice di sinuosità ha raggiunto il valoredi 1,25, ovvero un valore prossimo a quello deicorsi d’acqua rettilinei. Per una migliore caratte-rizzazione dell’alveo sono state rilevate una seriedi sezioni trasversali sia al termine dei lavori di si-stemazione che a un anno di distanza.

Nell’autunno seguente ai lavori violente pienehanno apportato notevoli modifiche, tanto che, amaggio 2001, le variazioni morfometriche appari-vano ben evidenti: l’indice di sinuosità e la pen-denza erano cresciuti fino a valori di 1,34 e3,03‰, a testimonianza della tendenza dell’alveoa ristabilire un proprio equilibrio. C’è inoltre da

notare che buona parte delle opere di difesa spon-dale, nonché della vegetazione messa a dimora perfavorire il processo di stabilizzazione delle spon-de, risultavano distrutte o seriamente compro-messe.

I motivi dell’insuccesso dell’intervento di siste-mazione sono da ricercare essenzialmente nel ri-modellamento dell’alveo e nel dimensionamentodelle strutture di difesa spondale. Nel primo ca-so, la rettifica dell’alveo ha comportato un aumen-to della pendenza e, di conseguenza, una maggiorcapacità della corrente di asportare materiale dalfondo. Nel secondo, le difese di sponda sono ri-sultate in molti casi sottodimensionate, tanto danon riuscire a raggiungere le quote dei livelli idro-metrici associati alle portate ad alveo pieno, cioècon tempo di ritorno pari a 1,5 anni, così come ri-sulta dalle misurazioni effettuate da RINALDI

(1995) per questo tratto di fiume.

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RINALDI M. & RODOLFI G. (1995), Evoluzione oloceni-ca della pianura alluvionale e dell’alveo del FiumeSieve nel Mugello (Toscana). Geogr. Fis. Dinam.Quat., 18, 57-75.

SCHUMM S. A. (1969), River methamorphosis. Journalof Hydraulic Division. Proc. of ASCE, Vol. 20, 629-647.

SIMON A. (1995), Adjustment and recovery of unstablealluvial channels: identification and approaches forengineering management. Earth Surface Processesand Landforms, Vol. 20, 611-628.

SIMON A. (1989), A model of channel response in dis-turbed alluvial channels. Earth Surface Processesand Landforms, Vol. 14, 11-26.

Poster 16

LA COPERTURA DETRITICA DELGHIACCIAIO DEL MIAGE

(GRUPPO DEL MONTE BIANCO,ALPI ITALIANE):

EFFETTI SULL’ABLAZIONE EMETODOLOGIA DI MISURA

DELLE TEMPERATURE SUPERFI-CIALI

Citterio Michele1, Mihalcea Claudia2, DiolaiutiGuglielmina2 & Smiraglia Claudio2

1 Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scien-ze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di Speleoglacio-logia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scien-ze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di Ricerca Gla-ciologia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) - [email protected], [email protected]

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Verso la fine del 2002 si è deciso di intervenire nuovamente per ripristinare le opere danneggiate eper consolidare quelle già esistenti tramite l’apposizione di nuovi ordini di gabbionate e, nel meandropiù a monte, di una serie di massi a difesa della base delle opere. Questi interventi hanno fornito mag-gior solidità alle strutture, ma è rimasto aperto il problema legato al dimensionamento delle opere cherestano a quote troppo basse e quindi facilmente superabili da piene anche di entità ridotta.

Bibliografia

CAVALLI A. (2002), Dinamica evolutiva di un tratto a meandri del corso del Fiume Sieve in Mugello, oggetto di re-cente sistemazione idraulica: analisi geomorfologia e osservazioni fitosociologiche. Tesi di Laurea inedita, Dipar-timento di Scienza del Suolo e Nutrizione della Pianta, Università di Firenze.

LEOPOLD L. B., WOLMAN G. & Miller J. P. (1964), Fluvial processes in Geomorphology. Freeman and Co. S. Fran-cisco.

RINALDI M. (1995), Dinamica di un alveo antropizzato: il Fiume Sieve (Toscana). Tesi di dottorato di Ricerca inGeologia Applicata, Geomorfologia e Idrogeologia, Università degli Studi di Perugia, 223 pp.


La presenza e il progressivo ispessimento dellecoperture detritiche degli apparati glaciali alpini,causato dall’attuale fase di ritiro generalizzato, staassumendo un ruolo crescente nel determinare lacomponente ablativa dei bilanci di massa. Lo stu-dio dei flussi energetici lungo i profili termici ver-ticali delle coperture detritiche e dei loro effetti sul-l’ablazione richiede misure accurate delle tempera-ture superficiali (NAKAWO & RANA, 1999; CONWAY

& RASMUSSEN, 2000). Poche informazioni sonopresenti in ltteratura circa il metodo di installazio-ne delle sonde sul detrito, malgrado i numerosi am-biti di ricerca interessati: lo studio del permafrost edelle potenziali instabilità locali in caso di una suariduzione (GRUBER, HOELZLE & HAEBERLI, 2004);la modellizzazione degli apporti di acque di fusio-ne ai laghi effimeri epiglaciali e all’idrologia glacia-le e proglaciale; la calibrazione delle immagini sa-tellitari in banda termica mediante valori di con-trollo misurati al suolo (KÄÄB et al., 2003) e, infine,

i programmi finalizzati allo studio glaciologico suaree vaste o remote mediante l’uso di immagini te-lerilevate, quali il progetto GLIMS (TASCHNER &RANZI, 2002). Il Ghiacciaio del Miage (versante ita-liano del massiccio del Monte Bianco) è il maggio-re «ghiacciaio nero» (debris covered glacier) delleAlpi Italiane e la sua lingua coperta di detrito rap-presenta un sito favorevole allo studio di questo ti-po di ghiacciai. L’influenza sull’ablazione di questacopertura (che qui presenta spessori variabili conmassimi di 1 m) si esplica tramite i fattori concor-renti di isolamento termico e di riduzione dell’albe-do. L’efficacia della copertura detritica è funzioneprincipalmente dello spessore, della distribuzionegranulometrica e dell’albedo del materiale. Allaquota di 1050 m sul lato destro del flusso glaciale,una parcella sperimentale pianeggiante e ben espo-sta all’insolazione è stata attrezzata, dal 27 luglio2004 e il 13 ottobre 2004, con sei datalogger e cin-que termistori accoppiati secondo diversi metodi

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FIGURA 1 - Esempio delle registrazioni tra il 18 e il 21 settembre 2004; le lettere si riferiscono al termistore.


sime temperature sono state registrate dai termisto-ri A e B, mentre i termistori C e D hanno registra-to temperature anche di 10°C inferiori nelle ore dimassima insolazione. I dati del termistore E sono si-mili ad A e B, ma con rapide variazioni dovute al-l’azione discontinua del vento sul metallo nudo delsensore. Nell’arco di una giornata, le differenze os-servate tra i diversi tipi di installazioni sono massi-me durante le ore di massima insolazione e minimenella notte. L’analisi dei dati è tuttora in corso maalcune raccomandazioni possono già essere forni-te: la copertura anche leggera delle sonde con de-trito è da evitare; ove necessiti un accurato valoreistantaneo durante il giorno (ad esempio per con-fronto con immagini satellitari) le sonde devono es-sere opportunamente cementate in clasti del detri-to; qualora numerose acquisizioni in un intervallodi tempo possano essere mediate, la tecnica assaipiù speditiva descritta per il termistore E fornisceuna buona accuratezza anche nei valori massimidiurni.

Bibliografia

CONWAY H. & RASMUSSEN L. A. (2000), Summer temperature profiles within supraglacial debris onKhumbu Glacier, Nepal. In: NAKAWO M., RAYMOND

C. F. & FOUNTAIN A. (eds.) - «Debris Covered Gla-ciers». IAHS Publication no. 264, 89-97.

KÄÄB A., PAUL F., HUGGEL C., KIEFFER H., KARGEL J.,WESSELS R.(2003), Glacier monitoring from ASTERimagery: Acuracy and application. EARSeL works-hop on remote sensing of land ice and snow, Ber-ne, 11-13.03.2002. EASReL e Proceedings, 2, 43-53(CD-ROM).

GRUBER S., HOELZLE M., HAEBERLI W.(2004), Perma-frost thaw and destabilization of Alpine rock wall inthe hot summer of 2003. Geophysical Research Let-

ters, vol. 31, L13504NAKAWO M. & RANA B. (1999), Estimation of ablation

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73

alla superficie del detrito (il sesto termistore acquisiva le temperature dell’aria). Lo spessore del detrito inquest’area è di circa 30-40 cm, con un livello superficiale a pezzatura da decimetrica a metrica e un livel-lo inferiore dove la frazione sabbiosa e ghiaiosa occupa i vuoti tra i clasti maggiori. I termistori A e B era-no in un clasto pluridecimetrico di ortogneiss con una patina di alterazione rappresentativa dell’area, ce-mentati al fondo di fori del diametro di 8 mm con decorso rispettivamente normale (termistore A) o paral-lelo (termistore B) alla faccia maggiore del clasto e vicini alla superficie esposta all’insolazione. Il termi-store C è stato appoggiato sulla superficie del detrito e cosparso di un sottile velo di materiale agranulometria essenzialmente di ghiaia fine, che impediva l’insolazione diretta del corpo metallico dellasonda. Il termistore D era posizionato in modo analogo, ma coperto da materiale più grossolano che nonpoteva essere dilavato dalle precipitazioni. Il termistore E era fissato con del nastro telato a un clasto si-mile ai casi A e B ma in modo tale che il metallo nudo del sensore, non schermata dall’insolazione, toc-casse per un buon tratto la superficie del clasto. Periodici controlli sul terreno hanno assicurato la conti-nuità e la qualità delle misure, con particolare riguardo alle possibili modificazioni delle condizioni di in-stallazione in un ambiente dinamico quale la superficie di un ghiacciaio nero. I dati indicano che le mas-


Poster 17

POSIZIONE E MORFOLOGIADEL DEPOSITO DI GHIACCIOTRASPARENTE STRATIFICATODELLA GROTTA Lo Lc 1650

(MONCODENO, GRIGNA SET-TENTRIONALE, LECCO)

Citterio Michele1, Turri Stefano1, Bini Alfredo1

& Maggi Valter2

1 Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scien-ze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di Speleoglacio-logia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) - miche-

[email protected] Università degli Studi di Milano Bicocca, Dipartimento

di Scienze dell’Ambiente e del Territorio, Piazza dellaScienza 1, 20126 Milano (Italy)

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FIGURA 1 - Rilievo della grotta Lo Lc 1650 e un’immagine della bédière meandreggiante sulla sommità del deposito P50.


al., 2004). Un tipo di indagini che non richiede ilcarotaggio in grotta e la disponibilità di laboratoriattrezzati si occupa dello studio delle morfologiesuperficiali di questi depositi. L’ingresso della grot-ta ghiacciaia Lo Lc 1650 «Abisso sul Margine del-l’Alto Bregai» si trova alla quota di 2030 m nella zo-na carsica del Moncodeno, sul versante nord dellaGrigna Settentrionale (Lecco, Lombardia). Il pri-mo pozzo (P30) si apre direttamente nella superfi-cie topografica e il fondo, attualmente a circa –30m dalla superficie, è occupato da un deposito pe-renne di neve. Lo spessore di questo deposito mo-stra una marcata variabilità stagionale in relazioneagli apporti nevosi che lo alimentano. Le parti piùprofonde della grotta sono accessibili solo quando,con la fusione della neve lungo le pareti del pozzo,è possibile insinuarsi tra neve e ghiaccio ed entrarenel meandro che conduce al secondo pozzo dellagrotta (P50). Alla base del P50 si trova il maggioredeposito di ghiaccio trasparente stratificato noto inquesta grotta (spessore maggiore di 15 m). Nessunsignificativo processo di accumulo è stato osserva-to in atto su questo deposito, che non può essereraggiunto dalla neve a causa della presenza delmeandro. Un terzo pozzo (P25) inizia alla base deldeposito e termina a circa –110 m dall’ingresso suun tappo di ghiaccio. La morfologia del depositodel pozzo P50 è dominata dalle forme prodotte dal-l’ablazione: la maggiore, promossa dalla circolazio-ne in regime di tubo di vento, è una grande galle-ria che attraversando il deposito collega il pozzoP25 con la base del pozzo P50. Le pareti del tun-nel sono modellate da grandi scallops metrici e, co-me ogni altra superficie del deposito esposta all’a-ria, sono percorse da un fitto reticolo di solchi pro-fondi fino a 1 o 2 millimetri prodotti dall’ablazio-ne preferenziale lungo i bordi dei cristalli dighiaccio adiacenti. La superficie superiore del de-posito è solcata da una bédière meandreggiante chedrena verso la galleria le acque di fusione e quelledi stillicidio. Al contatto con la parete del pozzo èpresente una vaschetta poco profonda la cui forma

e dimensione si è mantenuta costante negli ultimiquattro anni. Il contatto laterale tra ghiaccio e roc-cia è attualmente continuo ma si realizza attraver-so uno spessore variabile di ghiaccio più recente diun evento di scollamento del deposito dalle paretiavvenuto nel passato e chiaramente visibile. È inte-ressante osservare come le fratture più protette dal-la circolazione dell’aria conservino ghiaccio a un li-vello più alto della superficie attuale del deposito,indicando che in questo caso la temperatura dellaroccia è favortevole alla conservazione del ghiaccio.Di particlare interesse è un rilievo di forma analo-ga ad una larga stalagmite. Tuttavia la presenza alsuo interno della stratigrafia del sottostante depo-sito di ghiaccio indica un’origine per ablazione dif-ferenziale e non per accumulo. Questa forma eragià segnalata nel rilievo degli anni ’70 e la sua for-mazione e stabilità richiede ulteriori indagini.

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March 2004, p. 19.SĹERBAN M,, L. BLAGA, A. CHIFU AND T. CIOBOTARU

75

La presenza di depositi crionivali ipogei è comune negli ambienti carsici di alta montagna. La posizio-ne rispetto all’ingresso della grotta, la loro forma e la facies del ghiaccio che li compone sono determina-ti dai processi di accumulo che li hanno prodotti. Il rinvenimento di depositi che, relitti di condizioni cli-matiche o topoclimatiche diverse dalle attuali, sono oggi in via di continua e lenta fusione nell’ambientestabile e protetto rappresentato dalle grotte ghiacciaie offre la possibilità di studiare materiali non soprav-vissuti nell’ambiente epigeo. Diverse tecniche analitiche possono fornire dati riguardo al chimismo e allacomposizione isotopica delle precipitazioni che hanno alimentato questi depositi; questi dati, combinaticon lo studio cristallografico, permettono di determinare il processo genetico (CITTERIO et al., 2004) men-tre l’analisi stratigrafica e strutturale fornisce indicazioni sulle fasi di accumulo e di ablazione (?ERBAN etal., 1967; CITTERIO et al., 2003). Infine gli studi palinologici e radiometrici (14C, trizio) possono indicarel’età di formazione e il clima compatibile con la vegetazione presente nell’area della grotta (FÓRIZS I. et


(1967), ContributĹii la stratigrafia depozitelor degheatĹa din GhetĹarul de la ScaritĹoara. Lucr. Inst.Speol. «E. RacovitĹa», BucuresĹti, Vol. 6, 107-140.

Poster 18

THE RECORD OF PLIO-PLEISTO-CENE MOUNTAIN BUILDING

IN THE FLUVIAL SEQUENCE OF

76


The Barga Basin is located between theApuane Alps metamorphic complex (up to 1900m a.s.l.) to the west and the Northern ApennineRidge (up to 2400 m a.s.l., mostly made ofOligocene terrigenous rocks, Macigno Fm.) to theeast. Therefore, it is a classic location for the un-derstanding of the Mountain Building of the west-ernmost peri-Ligurian Ridges and the main Apen-

nine divide.The basal part of the sequence, more than 100

m thick, is made of fine-grained floodplain sed-iments with lignites locally associated with later-ally migrating sandy and gravelly channels andincreasing towards the top. They are dated to theEarly Pliocene based on mammal fauna assem-blages and pollen analysis. The paleoflow direc-

tions are from the W-NW; thegravels are mostly composed ofTuscany and Ligurian Units, for-merly on top of the Apuane Alpsmetamorphic complex, whereasmetamorphic clasts are subordi-nated. A major unconformitymarks the transition to the upperpart of the sequence, ca. 80-90 mthick, mostly made of gravelly bed-forms, indicating the onset ofbraided fluvial system, with clastspredominantly made of metamor-phic rocks. Paleoflow directionsare still from W-NW. This coarser-grained sedimentation, due to thesimilarities with the sequence out-cropping in the nearby Aulla-Olivola Basin, can be attributed tothe Late Pliocene-Early Pleis-tocene. The paleoflow directionsof these parts of the sequence atleast in part correspond to thehanging paleovalleys and wind gappresent almost on top of theApuane Alps suggesting that thedrainage basin probably extendedwestward in the area nowadaysdrowned under the Ligurian-

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BARGA BASIN, TUSCANY.

Coltorti Mauro & Pieruccini PierluigiUniversità degli Studi di Siena, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Laterina 8, 53100 Siena (Italy) [email protected], [email protected]

FIGURA 1


Tyrrhenian sea. The whole sequence is deeplydissected and large telescopic alluvial fans, madeof mostly mono-lithological Macigno Fm. grav-els, are the first evidence of flows coming fromthe main Apennine Ridge. The age of the tele-scopic alluvial fans is not constrained due to thelack of datable materials. The lack of strongly de-veloped paleosols, that might indicate Inter-glacial conditions, and the freshness of the fluvialescarpments, suggests a possible main Late Pleis-tocene age for the alluvial fans. The present-daymain river (Serchio River) flows to the S-SW andthe tributaries coming from the Apuane Alps areshort and steep streams whereas the eastern trib-utaries have larger catchments. An older alluvial

terrace is present at MontePerpoli on the water-shed between the Barga and the CastelnuovoGarfagnana Basins. Morphostratigraphical con-sideration would suggest a late Middle Pleis-tocene age for this older unit and a very rapiddowncutting of the Serchio River probably con-nected with an ongoing uplift of both the mainApennine Ridge and the Apuane Mountains.However, the very recent activity of the westdipping NW-SE trending normal faults to theeast of the Basin suggests that during the upliftthe western block was relatively downthrown.

Therefore, the stratigraphical, sedimentologi-cal and geomorphological observations providegreat information about the uplift history of the

78

FIGURA 2


area and can be summarised as follows:Early-Middle Pliocene: a wide alluvial plain,

fines-dominated, with meandering to wanderingrivers was fed from the west when the metamor-phic complex was still not completely denudated.In fact, Apathite fission track analysis indicatesthat, at this time, the metamorphic rocks under-went a strong exumation. The emerged landswere located to west while to the east there werestill marine conditions, as revealed by co-hevalmarine deposits widely present along the easternside of the Apennine.

Late Pliocene-Early Pleistocene: The meta-morphic rocks of the Apuane mountains, follow-ing uplift movements, underwent denudationprocesses and the evolution of east flowing braid-ed rivers, probably in correspondence with theonset of cold climatic conditions at the beginningof the Gelasian Stage. However, still there is noevidence of relief to the east.

Middle-Late Pleistocene: the rapid uplift ofthe eastern Apennine Ridge led to the onset ofthe present-day drainage system and is charac-terised by the deposition of the wide west-flow-ing telescopic and almost mono-lithological allu-vial fans. The uplift coupled with the activity ofhigh-angle normal faults generated reversedrivers and played an important role in the cre-ation of the accommodation space for the allu-vial fans.

Poster 19

LATE PLEISTOCENE STRATI-GRAPHY

AND GEOMORPHOLOGICALEVOLUTION

OF THE TARIJA-PADCAYA BA-SIN (BOLIVIA, SOUTH AMERI-

CA)

Coltorti Mauro1, Della Fazia Jacopo1, ParedesRios Freddy2 & Pieruccini Pierluigi1

1 Università degli Studi di Siena, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Via Laterina 8, 53100 Siena (Italy)[email protected], [email protected]

2 Museo Nacional Paleontologico-Arqueologico - Uni-versidad Autonoma Juan Misael Saracho, Tarija (Boli-via)

79


organic layers. The main results of our researchare:a) 14 C datings indicate a Late Pleistocene age for

the whole sequence (fig. 2), that is muchyounger than previously estimated. These newdata force the re-assessment of the SouthAmerican mammal chronology as well as the

reconsideration of the geomorphological evo-lution of the Bolivian Altiplano.

b) stratigraphic and facies analysis, following Mi-all (1996), revealed a lower part of the se-quence (Ancon Grande Unit) made of coarsegrained alluvial fan deposits locally interlay-ered with buried red, leached paleoalfisols.

80

The Tarija-Padcaya Basin (Bolivia) (fig. 1), well-known for its rich fossil mammal fauna (MACFAD-DEN et al. 1982; TAKAI et al. 1982), 90 km long and 20 km wide, is located on the south-eastern side ofthe Andean Cordillera (21° S and ca. m 2.000 a.s.l.). The Basin is today subdivided into two sectors:the northern Tarija sector drained by the Rio Guadalquivir and the Southern Padcaya sector drainedby the Rio Orosas. The Basins were formerly joined (until 30 ka BP) before the capture of the Rio Ca-macho.

The Basin infilling is made of more than 100 m of fluvial, fluvio-glacial and glacial sediments verywell exposed due to the badland morphology. The age of the sequence was previously referred to theEarly-Middle Pleistocene by MACFADDEN et al. (1982) and TAKAI et al. (1982).

We carried out detailed sedimentological, facies analyses, stratigraphical and chronological investi-gations measuring more than 20 logs and performing more than 15 AMS datings on the paleosoils and


the older age at the base of the Late Glacial-Early Holocene valley filling. This gap is due toGlacial erosion, indicated by the U-shaped val-leys and by the glacial transfluences on the wa-tershed (fig. 1). The glacial retreat was very fastand small moraines, related to local cirques, arepresent only on the western slopes of the Basin.The uppermost part of the sequence, made ofcoarse grained sediments, may corresponds tothe glacial outwash deposited during the

Glacial retreat, although the coarseness of thesediments prevented a detailed chronologicalsetting.

d) The well dated glaciation in the Tarija-PadcayaBasin changes the climatic and paleoenviron-mental reconstruction for the Bolivian Alti-plano. In fact, the Tarija valley glaciers werefed from the Altiplano, whose margins aremodelled by many wide U-shaped glacialtransfluences. The gap in sedimentation ob-

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This Unit laterally also contains outwash deposits related to the ground and surfaceb) moraines in Puente Phayo (1850 m a.s.l. fig. 2). Two further buried lateral moraine ridges have also

been recognised. The till and the lateral moraine ridges were buried by fine grained alluvial deposits(S. Jacinto Unit) typical of a meandering to wandering and anastomosing river system (M. Sur, S.Jac-into, Rio Rujero and La Gunita logs, fig. 2) containing the best sequence of mammal remains. Thealluvial plain was slowly aggrading as indicated by the peat beds deposited in small lakes andswamps. Local intercalation of slope debris layers have been observed at the feet of many slopes.Gypsum-rich layers suggest that the shallow lakes underwent severe dryness.

c) The Ancon Grande Unit corresponds to the beginning of the Last Glaciation. The older Glacial de-posits belong to the cooler stages of MIS 4. The S.Jacinto Unit was deposited since the end of MIS4 up to the beginning of MIS2. A long gap in the sedimentation occurs from 21 ka to 10 ka, that is


and paleolakes highstands in the Bolivian Altiplano.Quaternary International, 38/39, 49-59

FORNARI M., RISACHER F. & FERAUD G. (2001), Datingof paleolakes in the Central Altiplano of Bolivia. Pa-leogeography, Paleoclimatology, Paleoecology, 172,269-282.

MACFADDEN B. J., SILES O., ZEITLER P., JOHNSON N.M. & CAMPBELL K. E. (1983), Magnetic polaritystratigraphy of the Middle Pleistocene (Ensenadan)Tarija Formation of Southern Bolivia. QuaternaryResearch, 19: 172-187.

MOURGUIART P, ARGOLLO J., CORREGE T., MARTIN L.,MONTENEGRO M. E., SIFEDDINE A. & WIRRMANN

D. (1997), Changements limnnologiques et clima-tologiques dans le basin du lac Titicaca (Bolivia),depuis 30.00 ans. C.R. Academie de Science de laterre et des planets, 325, 139-146.

MIALL A. D. (1995), Description and interpretation offluvial deposits: a critical perspective. Sedimentol-ogy, 42, 379-384.

MIALL A. D. (1996), The geology of fluvial deposits.Springer-Verlag.

TAKAI F., MIZUNO T., IWASAKI Y., TANAKA K. &YOSHIDA. (1982), Tarija mammal-bearing Forma-tion in Bolivia. The research Institute of Evoution-ary Biology, Tokyo, 3:1-72.

82

served in the Late Pleistocene Altiplano sequence (PaleoTiticaca Basins), are therefore not relatedto a severe dryness (CLAPPERTON, 1993; CLAPPERTON et al., 1997; MOURGUIART et al., 1997; THOMP-SON et al., 2000; ARGOLLO & MOURGUIART, 2000; FORNARI et al., 2001) but to the existence of athick Ice Cap. The limited elevation of the Cordilleran Ridges and the very fast glacial retreat, pre-vented the accumulation of glacial deposits in the Altiplano.

Bibliografia

ARGOLLO J. & MOURGUIART P. (2000), Late Quaternary climate history of the Bolivian Altiplano. Quaternary In-ternational, 72, 37-51.

CLAPPERTON C. M. (1993), Quaternary geology and geomorphology. Elsevier Science, Amsterdam, 779 pp.CLAPPERTON C. M., CLAYTON J. D., BENN D. I., MARDEN C. J. & ARGOLLO J. (1997), Late Quaternary advances

FIGURA 1 - Un paleoalveo posto in rilievo rispetto alla circostante piana alluvionale dalla deflazione eolica.


THOMPSON L.G., THOMPSON E. M. & HENDERSON

K. A. (2000), Ice-core paleoclimate records in trop-ical South America since the Last Glacial Maxi-mum. Journal of Quaternary Science, 15 (4), 377-394.

Poster 20

GEOMORFOLOGIA ED INSTABI-LITÀ DEI VERSANTI

DEL GRUPPO DEL SASSOLUN-GO (DOLOMITI OCCIDENTALI)

Coratza Paola, Marchetti Mauro & SoldatiMauro

Università degli Studi di Modena e Reggio Emilia, Dipar-timento di Scienze della Terra, Largo S. Eufemia 19,41100 Modena (Italy) - [email protected], [email protected], [email protected]

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FIGURA 2 - Particolare del sistema deltizio di Garat Ouda da immagini satellitari Ikonos (1 m di risoluzione a terra); so-no indicati i fireplaces mappati sulle sponde del canale e le datazioni al radiocarbonio ottenute.


Poster 21

GEOMORFOSITI DEL JURAORIENTALE (SVIZZERA NW)E DEL PIEMONTE CENTRALE

(ITALIA NW)

Costamagna AlbertoUniversità degli Studi di Modena e Reggio Emilia, Dipar-timento di Scienze della Terra, Largo S. Eufemia 19,41100 Modena (Italy) - [email protected]

Sono illustrati inventari di geomorfositi realiz-zati nel bacino di Delémont (Jura, Svizzera NW)e nell’arco del Monferrato (Piemonte, Italia NW).Il censimento si basa su ricerca bibliografica, ana-lisi cartografica e rilevamento.Agli elementi rileva-ti è attribuita una valenza scientifica ponderandocriteri fondamentali (Fattori) e secondari (Indica-tori). I dati ottenuti sono archiviati in databaseconformi ai sistemi svizzero e italiano. Sono redat-te schede descrittive e schemi geomorfologici. Permezzo degli inventari si comparano i due rilievi «apieghe e faglie». Quello del Jura è modellato inprevalenza da corsi d ’acqua e processi carsici. Acausa della geodinamica locale alcuni geomorfosi-ti sono atipici rispetto alle tipiche forme giurassi-che. Il controllo strutturale è meno evidente inPiemonte, sia per la natura del substrato e che perla vivace tettonica. Qui un antico paesaggio giu-rassico è ringiovanito da erosione fluviale e movi-menti di massa.

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La presente nota illustra i risultati delle ricerche geomorfologiche di dettaglio condotte nel Sasso-lungo (Dolomiti occidentali), uno dei gruppi dolomitici più conosciuti e spettacolari, meta frequenta-ta di turismo sia estivo che invernale. Lo studio,che ha previsto in una fase preliminare un esame ap-profondito della letteratura geologica relativa a questa zona e successivamente l ’interpretazione com-parata di fotografie aeree multi-temporali e rilevamenti geomorfologici, ha portato alla stesura di unacartografia di dettaglio ed alla descrizione delle caratteristiche geomorofologiche dell’area.


Poster 22

EVOLUZIONE E SCOMPARSADEL SISTEMA DELTA-LAGO DI

GARAT OUDA(SW FEZZAN, SAHARA LIBICO)TRA L’ANTICO E MEDIO OLO-

CENE

Cremaschi Mauro, Pizzi Chiara & Zerboni An-drea

Università degli Studi di Milano, Dipartimento di Scien-ze della Terra «A. Desio», Via Mangiagalli 34, 20133 Mi-lano (Italy) - [email protected], [email protected]

Durante l’Olocene Antico e Medio un ramolaterale di wadi Tanezzuft (SO Fezzan, Sahara li-bico) alimentava attraverso un delta un lago am-pio circa 80 km2 (CREMASCHI, 2001; CREMASCHI

& di LERNIA, 2001; CREMASCHI 2002). Il rileva-mento geomorfologico condotto sul terreno conl’ausilio di foto satellitari ad alta risoluzione Iko-nos ed integrato da una serie di trincee apertecon escavatore meccanico e dalla mappatura deisiti archeologici presenti nell’area, ha permessodi ricostruire la storia olocenica del delta e del la-go a partire da 10.000 anni BP fino alla sua es-siccazione avvenuta circa 5000 anni dal presente.

Il lago durante l’Olocene è stato progressiva-mente riempito dai sedimenti portati da un siste-ma fluviale a canali meandreggianti (fig. 1); alcu-ne datazioni assolute (radiocarbonio e TL) per-mettono di stabilire che circa 5000 anni BP il si-stema subisce una improvvisa crisi idrica poiché,la diminuzione delle precipitazioni di origine

85


CREMASCHI M. (2001), Holocene climatic changes in anarchaeological landscape: the case study of Wadi Ta-nezzuft and its drainage basin (SW Fezzan, LibyanSahara). Libyan Studies, 32, 3-27.

CREMASCHI M. (2002), Late Pleistocene and Holoceneclimatic changes in the Central Sahara. The case ofstudy of the south-western Fezzan, Libya. In: HAS-SAN F. A. (ed.) «Droughts, food and culture». Klu-ver Academic / Plenum Publishers, New York 65-81.

CREMASCHI M. & DI LERNIA S. (1998), Wadi Teshuinat.Palaeoenvironment and prehistory in South-WesternFezzan (Libyan Sahara). C.N.R., Quaderni di Geo-dinamica Alpina e Quaternaria, 7, 332 pp.

CREMASCHI M. E DI LERNIA S. (2001), Environmentand settlements in the mid-Holocene palaeoasis ofthe wadi Tanezzuft (Libyan Sahara). Antiquity, 75,815 -821.

NICHOLSON S. E. & FLOHN H. (1980), African environ-ment and climatic change and the general atmosphe-ric circulation in late Pleistocene and Holocene. Cli-matic Change, 2, 313-348.

Poster 23

INDIZI DI MORFOTETTONICAIN AREA PEDEMONTANA

ABRUZZESE (ITALIA CENTRALE)

D’Alessandro Leandro, Miccadei Enrico, ParonPaolo & Piacentini Tommaso

Università degli Studi «G. d’Annunzio» Chieti-Pescara,Dipartimento di Scienze della Terra, Via dei Vestini 31,66013 Chieti scalo CH (Italy) - [email protected]

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monsonica nell’area (NICHOLSON & FLOHN, 1980; CREMASCHI e DI LERNIA, 1998), ha indotto una for-te riduzione nella portata di wadi Tanezzuft e l’interruzione della sua diramazione laterale.

Come testimoniato dalla presenza di siti Mesolitici sulla sponda settentrionale del lago, la frequen-tazione antropica dell’area inizia nell’Olocene Antico e prosegue per alcuni millenni; i canali meandreg-gianti del delta erano infatti densamente frequentati dalle comunità Pastorali (fig. 2), come attestatodalla presenza di centinaia di siti archeologici ricchi di manufatti (litica e ceramica) ed ossa di pesce,che abbandonano l’area solo al momento dell’estinzione del delta.

Bibliografia


al., 2003 e r.b.), che digrada dal fronte della cate-na appenninica (Monti della Laga, Gran Sasso,Montagna della Maiella) fino a ridosso della costa,da quote di oltre m 1000 fino a poche centinaia dimetri; qui diviene prevalente la presenza dei trat-ti terminali dei corsi d’acqua principali, caratteriz-zati da ampi fondivalle alluvionali a generale de-corso SW-NE.

Il rilievo è impostato su litotipi terrigeni arena-ceo-pelitici e pelitico-arenacei, con intercalazionidi orizzonti conglomeratici, riferite a formazioniterrigene mio-plio-pleistoceniche. Le valli princi-pali sono caratterizzati da ampie coltri di deposi-ti continentali quaternari, essenzialmente di tipoalluvionale, disposti in diversi ordini di terrazzi,studiati sin dalla prima metà del 1900 (CASTI-GLIONI B., 1935).

La sedimentazione marina e continentale, laconfigurazione del reticolo idrografico e l’evolu-zione geomorfologica sono state controllate siadalle variazioni climatiche ed eustatiche, sia dal-l’attività tettonica plio-quaternaria e, in particola-re, dal sollevamento regionale; quest’ultimo, atti-vo almeno dal Pliocene superiore-Pleistocene in-feriore, ha determinato l’emersione dell’attuale fa-scia pedemontana, con un generale basculamentoverso i settori nordorientali (MAYER et al, 2003 er.b.).

Con questo lavoro si vuole dare un contributoalla comprensione del ruolo della tettonica nellaconformazione del reticolo idrografico e nel mo-dellamento del paesaggio nelle aree chiave presein considerazione.

Sulla base dell’analisi effettuata, il reticolo

87

In questo lavoro è presa in esame la fascia pedemontana della regione abruzzese e sono analizzatele caratteristiche geomorfologiche della porzione che comprende alcuni dei principali bacini idrografi-ci: Torrente Vibrata - Fiume Salinello, Fiume Tordino, Fiume Pescara, Fiume Sangro. Facendo segui-to alle ricerche condotte da numerosi Autori nell’area centrale adriatica (CICCACCI et al., 1992; LUPIA

PALMIERI et al., 1998 e relativa bibliografia; MAYER et al., 2003 e r.b.) si è svolto, in più fasi, uno studiodi dettaglio mediante rilevamenti geomorfologici.

Oggetto di questa analisi sono stati in particolare i seguenti aspetti: distribuzione e geometria deidepositi continentali quaternari (terrazzi alluvionali) e relativi vincoli cronostratigrafici, geometria delreticolo idrografico, indizi di morfotettonica (valli rettilinee, valli sospese e valli decapitate, gomiti flu-viali, confluenze contromonte). La correlazione di tali elementi costituisce una chiave per definire lascansione temporale dell’evoluzione geomorfologica dei bacini e della configurazione dei reticoli idro-grafici.

La fascia pedemontana abruzzese presenta un rilievo collinare a cuestas e mesas (D’ALESSANDRO et


disposizione dei terrazzi alluvionali e dalla presen-za di gomiti fluviali, di valli sospese e valli decapi-tate, come avvenuto tra il F. Salinello e il T. Vibra-ta (CASTIGLIONI G.B., 1979).

Bibliografia

CASTIGLIONI B. (1935), Ricerche morfologiche nei ter-reni Pliocenici dell’Italia centrale. Pubb. Ist. Geo-grafia R. Università di Roma, serie A, n. 4.

CASTIGLIONI G.B. (1979), Geomorfologia. UTET.CICCACCI S., D’ALESSANDRO L., FREDI P. & LUPIA PAL-

MIERI E. (1992), Relations between morphometriccharacteristics and denudational processes in somedrainage basins of Italy. Z. Geomorph. N. F., 36(1),53-67.

D’ALESSANDRO L., MICCADEI E. & PIACENTINI T.(2003), Morphostructural elements of central-easternAbruzzi: contributions to the study of the role of tec-tonics on the morphogenesis of the Apennine chain..Quat. International, 101-102C, 115-124.

LUPIA PALMIERI E., CENTAMORE E., CICCACCI S., D’A-LESSANDRO L., DEL MONTE M., FREDI P. & PUGLIE-SE F. (1998), Geomorfologia quantitativa e morfodi-namica del territorio abruzzese: II – il bacino idrogra-fico del fiume Tordino. Geogr. Fis; Dinam. Quat.,21, 113-129.

MAYER L. MENICHETTI M., NESCI O. & SAVELLI D.(2003), Morphotectonic approach to the drainageanalysis in the North Marche region, central Italy.Quat. International 101-102C, 157-167.

Poster 24

ANALISI DELLE VARIAZIONIFRONTALI E VOLUMETRICHEDEL GHIACCIAIO DEL RUITOR(VAL D’AOSTA) DALLA MASSI-MA ESPANSIONE DELLA PIC-

COLA ETÀ GLACIALE AD OGGI

De Amicis Mattia, Villa Fabio. & Bagattini M.Università degli Studi di Milano - Bicocca, Dipartimentodi Scienze dell’Ambiente e del Territorio (DISAT), Piaz-za della Scienza 1, 20126 Milano (Italy) - [email protected], [email protected]

88

idrografico dell’area pedemontana risulta essersi impostato a partire dal Pleistocene inferiore-medio suun’ampia piana in emersione; di essa oggi si riconoscono lembi più o meno estesi, nelle diverse areeanalizzate, sospesi fino ad alcune centinaia di metri sul fondovalle e caratterizzati dalla presenza di val-li sospese e valli decapitate. In questo contesto si sono modellate valli principali di tipo conseguente adecorso SO-NE, condizionate dal graduale basculamento verso i settori nordorientali; processi di inci-sione e di alluvionamento hanno determinato la formazione dei depositi alluvionali più antichi, oggipreservati in lembi di terrazzi di ridotta estensione, disposti con geometria convergente.

Le valli secondarie sono a prevalente direzione SE-NO e ad andamento marcatamente rettilineo; so-no caratterizzate da gomiti fluviali e localmente presentano confluenze contromonte nei corsi d’acquaprincipali. Le relazioni con i depositi alluvionali terrazzati e, nel contempo, le relative correlazioni coni dati cronostratigrafici, mettono in luce l’impostazione, a partire dal Pleistocene medio finale, di un re-ticolo di tipo rettangolare. Tale reticolo è condizionato da sistemi di faglie, con rigetti modesti, e di frat-ture, a prevalente direzione appenninica, associate ai processi di sollevamento in atto.

Il susseguirsi di processi di incisione e di alluvionamento, legati alle variazioni climatiche del Plei-stocene superiore, e il controllo esercitato dalla tettonica determinano la progressiva riorganizzazionedel reticolo idrografico: si assiste a fenomeni di cattura e diversione fluviale, evidenziati ancora dalla


I ghiacciai sono un’importante risorsa economi-ca e naturalistica da proteggere. In conseguenzadelle attuali condizioni climatiche, legate al riscal-damento globale, risulta utile sviluppare nuove tec-niche di analisi e monitoraggio dei corpi glaciali chestanno subendo un ritiro rapido e diffuso.

Tradizionalmente, il bilancio di massa dellamaggior parte dei ghiacciai Alpini italiani è con-dotto dal Comitato Glaciologico Italiano, tramitemisurazioni lineari della distanza tra la fronte edalcuni punti noti sul terreno.

Grazie alle nuove tecnologie ed all’informatiz-zazione della cartografia è ora possibile produrree gestire modelli accurati dei corpi glaciali, inte-grando così le serie temporali preesistenti per ot-tenere una miglior visione d’insieme.

In questo lavoro sono state calcolate le variazio-ni volumetriche, frontali e di superficie del ghiac-ciaio del Ruitor (Val d’Aosta) dalla sua massimaespansione nella Piccola Età Glaciale (metà delXIX secolo) al 2004, integrando rilievi di campo,elaborazioni cartografiche, tecniche fotogramme-triche e serie temporali preesistenti, ricostruendo lastoria del suo regresso, tuttora in corso.

È stato creato un database georeferenziato checontiene dati puntuali (serie temporali di misurefronte - punti di controllo), dati bidimensionali(posizione della fronte, perimetro del ghiacciaio) edati tridimensionali (Modelli Digitali del Terreno –DEM). Il database 2D contiene attualmente 15 ri-costruzioni del perimetro del Ruitor in differentiperiodi dalla massima espansione nella PEG(OROMBELLI, in pubblicazione) ad oggi, ottenutecon diverse metodologie (ricostruzioni geomorfo-logiche, analisi cartografiche, rilievi geodetici e ri-lievi GPS).

Il database 3D contiene i DEM del ghiacciaionel 1975 e del 1991 prodotti sulla cartografia CTR

1:10.000 della regione Val d’Aosta ed il DEM del-la sua massima estensione nella PEG, generatosulla base della ricostruendo le curve di livello subase cartografica (PORTER, 1975).

I modelli digitali possono essere prodotti anchea partire da una stereocoppia di foto aeree utiliz-zando software specifici di fotogrammetria: l’utiliz-zo di queste metodologie ha lo scopo di aggiorna-re il database generando DEM da foto aeree per glianni in cui non è stata prodotta una cartografia.

L’accuratezza di queste ricostruzioni è stataanalizzata confrontando i DEM degli anni 1975 e1991 prodotti su base cartografica ed i DEM de-gli stessi anni prodotti su base fotogrammetrica.Sono stati ottenuti ottimi risultati nella zona fron-tale del ghiacciaio, mentre nelle aree più sommi-tali si sono incontrati alcuni problemi legati allabassa varietà di colori presenti e alla difficoltà diritrovare punti di controllo; di conseguenza l’er-rore stimato in queste aree è maggiore.

Dai dati raccolti fino a oggi risulta che dallametà del XIX secolo al 2004 la fronte del Ruitorha subito un regresso di circa 2 km, intervallato dadue periodi «freddi» di avanzata, negli Anni ‘20 enegli Anni ’80.

L’analisi morfologica e volumetrica ha inveceportato a dimostrare come il ghiacciaio, negli ul-timi decenni, stia subendo una forte perdita dimassa nel suo bacino di accumulo e riducendo ingenerale tutto il suo spessore: l’entità di tale ridu-zione volumetrica non si rispecchia in una propor-zionale diminuzione di superficie.

Oltre all’aggiornamento continuo del database,sono attualmente in fase di studio nuove possibi-li metodologie di monitoraggio ed analisi, tra cuila possibilità di ottenere in automatico accurate ri-costruzioni tridimensionali e georeferenziate sul-la base di stereocoppie di riprese frontali.

89


Poster 25

I TERRAZZI FLUVIALI DEL BACI-NO IDROGRAFICO

DEL FIUME TRONTO: CONTRI-BUTO AGLI STUDI MORFOTET-

TONICI

Della Seta Marta, Fredi Paola, Lupia PalmieriElvidio,

Nesci Olivia, Savelli Daniele & Troiani France-sco

Università degli Studi di Roma «La Sapienza», Diparti-mento di Scienze della Terra, P.le Aldo Moro 5, 00185Roma (Italy) - [email protected],[email protected], [email protected]à degli Studi «Carlo Bo» di Urbino, Istituto diGeologia, loc. Crocicchia, 61029 Urbino (Italy)[email protected], [email protected], [email protected]

Scopo del lavoro è fornire un contributo me-todologico, basato sull’analisi geostatistica, perl’individuazione di anomalie morfologiche dellesuperfici dei terrazzi fluviali, connesse alla neotet-tonica. L’area di studio corrisponde alla porzioneterminale del bacino idrografico del Fiume Tron-to, nelle Marche meridionali. Essa si sviluppa sudepositi marini trasgressivi del Plio-Pleistocene epresenta un assetto morfostrutturale fortementeinfluenzato da un sollevamento differenziale qua-ternario e dall’attività di faglie regionali ad anda-mento da OSO-ENE a E-O, che suddividono laregione in differenti blocchi morfotettonici. Rile-vamenti dettagliati hanno permesso di localizzaresuperfici a diversi livelli di che rappresentano ilembi residui di terrazzi fluviali quaternari, forma-ti in risposta alle oscillazioni climatiche e al solle-vamento regionale. Sono stati campionati con unGPS vari punti quotati alla sommità delle super-fici terrazzate e i dati ottenuti sono stati elaboratigeostatisticamente (metodo del Kriging) al fine diinterpretare in modo oggettivo la sequenza crono-logica dei terrazzi.

L’assetto geometrico dei terrazzi fluviali sem-bra essere stato fortemente influenzato dal solle-vamento regionale e dall’attività della faglia prin-cipale del Tronto. I risultati dell’analisi geostati-stica, confrontati con il DTM suggeriscono lapresenza di faglie minori quaternarie che dislo-cano i terrazzi. Tali risultati sono in accordo conquelli ottenuti in precedenti lavori, a confermadell’utilità di questo approccio metodologiconello studio dei terrazzi fluviali come indicatorineotettonici.

90

Bibliografia

OROMBELLI G. (2005), Il ghiacciaio del Ruitor nella Piccola Età Glaciale – in pubblicazionePORTER S. C. (1975), Equilibrium-Line Altitudes of Late Quaternary Glaciers in the Southern Alps, New Zealand

- Quaternary Research, n° 5, pp. 27-47.


Poster 26

MANAGING EUROPEAN SHO-RELINE

AND SHARING INFORMATIONON NEARSHORE AREAS

(MESSINA - PROJECT INTERREGIIIC WEST). AN INTRODUCTIONTO COMPONENT 4 «ENGINEE-

RING THE SHORELINE»

De Pippo Tommaso1, Petrosino Carmela1, Vec-chione Carlo1, Randazzo Giovanni2,Geremia Francesco2, Lanza Stefania2

1 Università degli Studi di Napoli Federico II, Diparti-mento di Scienze della Terra, Largo S. Marcellino, 10 -80138 Napoli (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Messina, Dipartimento diScienze della Terra, Salita Sperone, 31 - 98166 Messina(Italy)[email protected]

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FIGURA 1 A-D - Schemi relativi al profilo longitudinale dei diversi settori in cui è stata suddivisa l’area di contatto perprocessi e forme dominanti. Gli schemi sono stati disegnati dagli autori e sono parzialmente ispirati almodello proposto da RICHARDSON & REYNOLDS (2000). e: fotografia con localizzazione dei settori A-D.


thematic scope and generally shift coastalproblems to other locations or other so-cio-economic sectors;

Gap 3: social acceptability of coastal defence so-lutions is not guaranteed due to poor pu-blic participation;

Gap 4: coastal economics - including proper me-thodologies to assess the economical va-lue of beach use, coastal tourism, and co-astal heritage - is not systematically usedto balance the cost and the benefits of co-

astal erosion management measures;Gap 5: current policy does not anticipate the re-

quirements/consequences of the futureEuropean directives or policies, mainlythe Water Framework Directive, the Ha-bitat Directive, and the European Trans-port Policy.

The long term objective of the Interreg IIICWest Project MESSINA (Managing EuropeanShoreline and Sharing Information on Nearsho-re Areas), an Individual Interregional Coopera-

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Coastal resources provide a broad variety of recreational and economic opportunities for the Euro-pean citizens. These opportunities rely on maintenance of the environmental quality of beaches and co-astal systems. With the continuing migration of citizens to the coastal zone, however, the quality of theshoreline is changing. High population density, continually, affects the natural processes governing theshoreline stability and change. This situation has increased the exposure of the public and private pro-perty to risks associated with coastal storms and erosion.

In spite of major efforts invested in Europe since the mid-1980’s, efforts which have contributed toassess and document the exposure of European coasts to coastal hazards, and to collect knowledge oncoastal systems, significant gaps still remain, and speak out for increased partnership among Europeancoastal authorities.

The major coastal management gaps in Europe are:Gap 1: scientific knowledge, relevant for coastline management and mitigation of coastal hazards, is

fragmented and poorly accessible to local managers;Gap 2: coastal defence solutions, implemented at the local level, do not adopt a broad geographic and


Definitely, MESSINA aims at maximizing thebenefits of future investments in coastline mana-gement and raise the public awareness about theneed to manage the coastline in a sustainable way.

In order to reach these objectives, MESSINAis organised into 5 components, described hereaf-ter:Component 1: Management and CoordinationComponent 2: Monitoring and modelling the

shorelineComponent 3: Valuing the shorelineComponent 4: Engineering the shorelineComponent 5: Informing investment decisions

along the shorelineEach component is carried out under the lead

of a MESSINA partner institution. The Compo-nent 4 is coordinated by the University of Naplesand supported by the University of Messina andother consortium members (Universidad Autono-ma de Barcelona, University of Szczecin in Polandand the Isle of Wight Council).

Component 4 - «Engineering the shoreline»aims to inventory and analyse existing coastal de-fence techniques used inside and outside Europe,with particular attention to innovative techniquessuch as beach nourishment, beach drainage, wet-land creation and restoration, dune rehabilitationand artificial reef creation. The purpose of theComponent 4 is also to establish key factors ofsuccess, related to each of the techniques inven-toried, and to spread them to local authorities, as-signed to coastal defence.

The principal aim of the Component 4 is toproduce the best practice guide on «Engineeringthe shoreline», as part of the MESSINA coastalmanagement toolkit, to introduce environmen-tally-friendly engineering techniques to local au-

thorities. The guide will be available on the website (www.interreg-messina.org).

The planned results of MESSINA Component4 are:∞ a review of best practices and operational re-

commendations to implement sound coastaldefence solutions;

∞ increased exchange of experience and kno-wledge among local authorities in the fields ofcoastal defence, with a specific focus on inno-vative engineering techniques.In order to make a coastal management toolkit

as expected from MESSINA project, Component4 will draw up the Coastal Management Guide«Engineering the Shoreline».

Moreover, the expected outputs of MESSINAcomponent 4 will be: 1) a coastal ManagementGuide on «Engineering the shoreline»; 2) aWorkshop in line with the topic of practical gui-de; 3) Web pages on «Engineering the shoreline»;4) a Comprehensive database of coastal defencetechniques inside Europe; 5) a Comprehensivedatabase of coastal defence techniques outsideEurope; 6) Key factors guide of success relative toeach of techniques inventoried; 7) a Glossary ofconsistent terminology relating to coastal defencetechniques.

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tion Project, financed by European Structural Funds and co-financed by national project partners(2004-2006), is to help bridge these gaps by breaking «knowledge isolation» of some local authori-ties and institutions in Europe and by raising their managerial and technical capabilities through amutualisation of the experience accumulated by each of them.

Actually, MESSINA is expected to promote interregional co-operation and to transfer instrumentsand project results with a clear impact for all partners involved through the following objectives: Objective 1: Provide a state of the art of shoreline monitoring and modelling techniques supporting

coastline management policies, with a particular attention paid to innovative techniques;Objective 2: Review concrete examples of economic analysis methodologies applied to shoreline ma-

nagement inside and outside Europe;Objective 3: Embed lessons learnt from existing coastal defence engineering practices - including hard

and soft engineering - into coastal planning processes at the local level;Objective 4: Assess information requirements to better integrate coastal erosion processes into spatial

planning policies;Objective 5: Design and implement a pilot GIS-based information system dedicated to shoreline ma-

nagement planning at the local level, to be experimented by the project partners.


Poster 27

PROCESSI DI CALVING SULLAFALESIA DEL GHIACCIAIODEL MIAGE (GRUPPO DEL

MONTE BIANCO, ALPI ITALIA-NE)

Diolaiuti Guglielmina1, D’Agata Carlo1, Carniel-li Teresa1, Citterio Michele2 & Smiraglia Clau-

dio1

1 Università degli Studi di Milano, Dipartimento diScienze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di RicercaGlaciologia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) [email protected], [email protected],[email protected], [email protected]

2 Università degli Studi di Milano, Dipartimento diScienze della Terra «Ardito Desio», Gruppo di Speleo-glaciologia, Via Mangiagalli 34, 20133 Milano (Italy) [email protected]

I fenomeni di calving, diffusissimi in ambientepolare dove costituiscono il principale processo diablazione delle lingue galleggianti, sulle Alpi sonopiuttosto rari; nell’ultimo decennio tuttavia que-sto fenomeno ha visto una maggiore diffusione inrapporto all’intensa deglaciazione in atto. Uno deisiti dove il calving è in atto da lungo tempo (alme-no un secolo) è il Ghiacciaio del Miage con il suoomonimo lago di contatto glaciale. Il Miage, po-sto ai piedi del Monte Bianco, è uno dei maggio-ri ghiacciai delle Alpi Italiane ed è caratterizzatosia dalla copertura detritica della lingua (che ne faun classico debris covered glacier di tipo himala-yano), sia dalla presenza del lago di contatto gla-ciale dove la colata devia decisamente verso NE.Il Gruppo di Glaciologia del Dipartimento diScienze della Terra dell’Università di Milano hacondotto negli anni scorsi diversi rilievi per lo stu-dio dei processi di calving del Lago del Miage. Inparticolare l’analisi della cartografia storica e del-la letteratura ha evidenziato sia una sostanzialestabilità nelle dimensioni del lago a partire dall’i-nizio del secolo XX (poco più di 30.000 m2 di su-perficie), sia una serie di episodi di svuotamento,l’ultimo dei quali è avvenuto nel settembre 2004.Sono state inoltre compiute misure sulla velocitàsuperficiale del ghiacciaio, sulla temperatura e labatimetria del lago, sull’entità del calving e sui va-ri suoi processi nella fig. 1. Qui sono indicati quat-tro settori principali corrispondenti ad altrettantiprocessi di calving ed alle morfologie dominanti.I dati raccolti hanno evidenziato che la velocitàsuperficiale annua del ghiacciaio mostra una ridu-zione verso valle da 60 m nel settore superiore, a30-40 m dove il flusso devia verso est a 15 m pres-so la fronte; i ripetuti rilievi hanno anche messo inevidenza un’accelerazione del ghiacciaio negli ul-timi anni, che si è manifestata anche nel settore vi-cino alla falesia. I rilievi batimetrici eseguiti conun sonar hanno mostrato la presenza di due baci-ni principali separati da una morena sommersa (leosservazioni compiute dopo lo svuotamento del2004 hanno evidenziato la presenza di tre-quattrobacini e di un piede di ghiaccio sommerso che rac-corda la morena con la falesia). Le misure di tem-peratura dell’acqua indicano situazioni diverse neidue bacini principali: il bacino più vicino alla fa-lesia è isotermico e non presenta sostanziali cam-biamenti nel regime termico tra stagione estiva edinvernale mantendo le acque a temeratura di po-co superiore agli (0°C), il bacino più esterno è di-mittico e presenta una stratigrafia termica comple-ta, qui le acque superficiali in estate possono rag-giungere anche (7-12°C)di temperatura. Le misu-

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re sull’evoluzione della zona di contatto glacialesono state compiute con un distanziometro laserper l’acquisizione di punti (almeno 600 a rilievo)utili alla ricostruzione della sua geometria ed alcalcolo delle variazioni avvenute. La zona di con-tatto mostra un ciclo annuale con calving pheno-mena attivi nel periodo estivo ed avanzate nellastagione invernale (quando il lago presenta unacopertura di ghiaccio spessa oltre 1,5 m). Il cal-ving è influenzato dal flusso del ghiacciaio, dall’a-pertura di crepacci e dall’azione delle acque dellago. Il calving nel settore orientale della zona dicontatto è controllato prevalentemente dalla svi-

luppo di un profondo solco (thermal notch) alcontatto acqua-ghiaccio, il cui approfondimentoprovoca il crollo della parete sovrastante. Nel set-tore occidentale, il più alto (circa 30 m) e ice cliffshape, gli eventi di calving sono provocati dall’a-pertura di crepacci che dalla sommità della fale-sia si ampliano e si propagano verso la sua basefino a determinarne il crollo; a questa si unisco-no la fusione alla base e la formazione del ther-mal notch. Importante è anche la presenza deldetrito superficiale, il cui spessore varia da 0,01m ad 1 m, che influenza l’albedo e il tasso di abla-zione, creando una morfologia irregolare della

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processes and lake evolution at Miage Glacier (MontBlanc, Italian Alps). Annals of Glaciology, 39 pp.

HUGHES T. (1989), Calving ice wall. Annals of Glacio-logy, 12, 74-80.

KIRKBRIDE M. & WARREN C. R. (1997), Calving proces-ses at a grounded ice cliff. Annals of Glaciology, 24,116-121.

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RICHARDSON S. H. & REYNOLDS J. (2000), Degradationof ice-cored moraine dams: implications for hazarddevelopment. In: «Debris Covered Glaciers»,IAHS, Wallingford, 187-197.

Poster 28

FENOMENI DI DISSESTO E PRE-CIPITAZIONI ESTREME

IN RAPPORTO ALLA PIANIFICA-ZIONE TERRITORIALE:

L’EVENTO ALLUVIONALE 2002NELLA BASSA VAL LAVAGNA

(LIGURIA ORIENTALE)

Faccini Francesco, Brandolini Pierluigi1, Rob-biano A., Perasso L. & Sola A.

1 Università degli Studi di Genova, DISAM, Dipartimen-to di Scienze dell’Ambiente, dell’Antichità e del Me-dioevo, Sezione di Scienze Geografiche, Via Balbi 2,16126 Genova (Italy)

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sommità della della zona di contatto e della sua superficie verticale, e che penetrando nei crepacci neaccelera l’ampliamento. Le misure indicano che durante tre stagioni estive (2002-2003-2004) i feno-meni di calving al Ghiacciaio del Miage hanno in totale provocato la perdita di circa 0,5 milioni di m3

di ghiaccio, mentre durante l’estate 2004 il calving rate (cioè il volume di ghiaccio rilasciato come ice-berg per unità di tempo e per unità di area) è stato di 0,5 m al giorno.

Bibliografia

CERUTTI A.V. (1951), Le vicende del lago Miage. Augusta Praetoria, IV, 1, 26-35.DELINE P., DIOLAIUTI G., KIRKBRIDE M., MORTARA G., PAVANI M., SMIRAGLIA C. & TAMBURINI A. (in stampa),

Drainage of ice-contact Miage Lake (Mont Blanc Massif, Italy). Geogr. Fis. Dinam. Quat., 28.DIOLAIUTI G., KIRKBRIDE M., SMIRAGLIA A C., BENN D. I., D’AGATA C. & NICHOLSON L. (in stampa), Calving


Nel corso dell’evento alluvionale del novembre2002 il territorio comunale di S. Colombano Cer-tenoli (Provincia di Genova), ubicato nel trattoterminale della val Lavagna, è stato oggetto di bre-vi, ma intense precipitazioni meteoriche,a conclu-sione di un periodo piovoso caratterizzato da unvalore mensile superiore al doppio rispetto allamedia stagionale storica. Tale evento ha innesca-to una diffusa instabilità geomorfologica che si èmanifestata con una serie molto consistente di fe-nomeni franosi,ascrivibili in prevalenza a colatesuperficiali,e contestualmente ha originato unacrisi nei deflussi superficiali afferenti al reticoloidrografico secondario. Si è constatato che la gran

parte dei dissesti verificatesi in occasione dell’e-vento del novembre 2002 ricade in aree conside-rate in termini di pianificazione territoriale a sca-la di Piano di Bacino Stralcio con grado di peri-colosità medio o basso, quindi in settori caratte-rizzati come sostanzialmente stabili o privi dielementi tali da far supporre un potenziale even-to franoso.

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FIGURE 1 - a) Slope block stream «Laione 1», view from top; b) Down valley block stream «Riondo 1», view from top; c)detail of block fabric on the front of the block stream «Fretto»; d) a little tor in serpentineschists, near CimaFrattin.


Poster 29

LA CARTOGRAFIA GEOMOR-FOLOGICA APPLICATA

ALLA PIANIFICAZIONE TERRI-TORIALE: L’ESEMPIO DEL PAR-

CO NATURALE REGIONALEDELLA GOLA DELLA ROSSA

E DI FRASASSI (MARCHE CEN-TRO-SETTENTRIONALI)

Farabollini Piero1, Gentili Bernardino1, Mate-

razzi Marco1,Pambianchi Gilberto1 & Aringoli Domenico1

1 Università degli Studi di Camerino, Dipartimento diScienze della Terra, Via Gentile III da Varano, 62032Camerino Macerata (Italy) - [email protected],bernardino.gentili@unicam, [email protected], [email protected]

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nificazione territoriale volte soprattutto alla de-finizione di linee guida ed alla programmazionedi interventi di riduzione e mitigazione delle pe-ricolosità «geoambientali». In particolar modogli aspetti geomorfologici del territorio possonorappresentare condizionamenti e limiti talora invalicabili alla realizzazione di opere di ingegne-ria civile, di pianificazione territoriale, di ripristi-no e bonifica ambientale, ecc. (COOKE &DOORNKAMP, 1974; PANIZZA, 1988; GENTILI,1995; PAMBIANCHI & FARABOLLINI, 2002): è evi-dente infatti che la forte antropizzazione del ter-ritorio ha portato a continui squilibri nel sistema«acqua-suolo-sottosuolo», che si sono rivelati ta-li solo a lungo termine non facilitando così unaprogrammazione sensata e duratura nel tempo.

La ricerca in esame illustra i risultati dell’ap-plicazione del rilevamento geomorfologico didettaglio di un’area adibita a Parco Naturale, fi-nalizzato all’analisi delle pericolosità geomorfo-logiche s.l. alfine di delineare delle azioni volte alrecupero territoriale ed alla pianificazione am-bientale dell’area stessa, attraverso l’applicazionedi una metodologia di lavoro basata su strumen-ti GIS.

Il Parco Naturale Regionale della Gola dellaRossa e di Frasassi, con estensione di circa 90km2, si localizza nelle Marche centro-settentrio-nali e più precisamente nel settore settentriona-le dell’Appennino umbro-marchigiano p.d., nel-l’area di confluenza tra il fiume Esino ed il fiu-me Sentino.

Partendo dunque dalla carta geomorfologicaalla scala 1:25.000, realizzata a seguito dei rileva-

menti di campagna alla scala 1:10.000, sono sta-te individuare aree con pericolosità geomorfolo-gica e vulnerabiltà ambientali (PANIZZA, 1987,1988 e 1991; CAVALLIN et al., 1994; PANIZZA &PIACENTE, 1993; HORLICK-JONES et al.,1995; AN-BALAGAN, 1997; CANUTI & CASAGLI, 1996;BURBY, 1998; CASTALDINI et al., 2002; CHESTER,2002), considerando tutti i fenomeni che hannola probabilità di manifestarsi nel territorio e chein qualche modo producono, o possono produr-re, effetti negativi; si è quindi proceduto all’ela-borazione della carta delle pericolosità geomor-fologiche, la cui legenda, a corredo di tale carto-grafia, è stata talvolta modificata rispetto a quel-

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La geomorfologia viene comunemente definita come la scienza che studia la genesi, la storia evo-lutiva, la distribuzione ed i rapporti reciproci delle forme e dei depositi che costituiscono il rilievoterrestre, in relazione agli agenti ed ai processi che li hanno generati e modificati (TWIDALE, 1975;BLOOM, 1978; CASTIGLIONI, 1979; CHORLEY et al., 1984; PANIZZA, 1988; DRAMIS & BISCI, 1998). Lostudio delle forme antiche del rilievo e dei meccanismi che ne hanno regolato la loro evoluzione, con-sentono di comprendere meglio l’attuale evoluzione del paesaggio e delle sue tendenze future. Lecontinue ricerche sul rapporto esistente tra territorio e antropizzazione, hanno inoltre permesso dievidenziare che nelle operazioni di pianificazione e gestione di un territorio non si può prescindereda una conoscenza approfondita dei processi morfogenetici che lo interessano. Le analisi geomorfo-logiche, soprattutto quelle a carattere spazio-temporali, trovano infatti applicazione in diversi cam-pi ambientali ma, certamente, rappresentano un valido metodo di analisi in tutte le operazioni di pia-

FIGURA 1 - Schema del modellamento glaciale dei Collidioritici d’Ivrea, limitrofi alla Serra d’Ivrea e al-la Piccola Serra, in cui si sviluppano i depositidel Lobo di Bienca: settore orientale a quotapiù elevata (a), settore occidentale a quota in-feriore (b), scarpata di Montesino-M. Albagia(c), scarpata di Montalto Dora (d).


le convenzionali per far fronte a particolari esi-genze di rappresentazione (GNGFG, 1994;SERV. GEOL. NAZ., 1994).

In particolare lo studio ha preso avvio da unaraccolta dati sistematica e da una analisi storicadei fenomeni che caratterizzano l’area in esame(notizie sull’attività dei fenomeni geomorfologicie sulla ricorrenza dei loro scatti evolutivi posso-no essere ottenute attraverso ricerche di archivioda, antiche mappe e relazioni, pubblicazioni tec-niche e scientifiche, carte, disegni, fotografie ecc.,e, talora, da semplici interviste con i residenti) al-fine di arrivare alla definizione del suo tipo di at-tività (continua, intermittente, alternata, unica);alla datazione dell’inizio e della fine dell’attività ealla individuazione del suo tempo di ritorno (BI-SCI & DRAMIS, 1991; PAMBIANCHI & FARABOLLI-NI, 2002).

Particolare attenzione è stata rivolta al rileva-mento degli effetti dei vari processi morfogeneti-ci in atto, soprattutto di quelli interessanti strut-ture ed infrastrutture: per queste situazioni sonostate elaborate schede tecniche (censimento deifenomeni franosi; censimento dei processi erosivilegati alle acque correnti superficiali e sotterranee;individuazione dei potenziali scenari di inquina-mento delle acque; censimento delle emergenzegeologiche e geomorfologiche) al fine di contri-buire alla costituzione di una banca dati informa-tizzata, aggiornabile e facilmente utilizzabile datutti gli operatori.

L’individuazione delle condizioni di «pericolo-sità geomorfologia», desunta da uno studio comesopra descritto, oltre a permette di individuaredelle forme di intervento per giungere alla salva-guardia, al recupero, alla qualificazione ed al piùrazionale uso del territorio, hanno permesso didelineare delle linee «politiche» del territorio sul-la base delle quali successivamente potranno esse-re definite dettagliate scelte progettuali per l’at-tuazione di prioritari interventi di riassetto idro-geologico, di miglioramento agro-silvo-pastorale edi razionale uso di aree non pienamente (o impro-priamente) utilizzate.

La conoscenza delle dinamiche naturali (diversante, di fondovalle, fluviale ecc.) e soprat-tutto di quella antropica, ha permesso infine diavere un quadro completo ed esaustivo dei pro-cessi che interferiscono con il territorio e dellasua evoluzione spazio-temporale. Ciò significache, attraverso l’attivazione delle strutture ope-ranti sul territorio del Parco, e attraverso la rea-

lizzazione di una banca dati il più possibile esau-stiva dei diversi tematismi territoriali, sarà pos-sibile definire il quadro completo, aggiornabilee facilmente gestibile, della previsione evoluti-va del territorio, intesa come la rispondenza del-lo stesso ad un determinato agente o proces-so (naturale o antropico) che su di esso si im-posta.

Infine, a corredo dello studio sopra delinea-to, sono stati individuati, e riportati sulla carto-grafia geomorfologia, alcuni itinerari geoturisti-ci che, oltre ad evidenziare le peculiarità «geo-logiche» (geositi) presenti nel territorio esami-nato, vedono la fusione del valore prettamentescientifico-didattico con l’interesse naturalisti-co-ambientale del sito che si basa principalmen-te sul valore estetico che tali percorsi suscitanonei turisti stessi.

Bibliografia

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100


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PANIZZA M. (1988), Geomorfologia applicata. NIS Ed.,

101


Poster 30

RELICT PERIGLACIAL LAND-FORMS IN THE LIGURIAN ALPS

(MOUNT BEIGUA)

Firpo Marco1, Guglielmin Mauro2 & QueiroloCristiano1

1 Università degli Studi di Genova, Dipartimento per loStudio del Territorio e delle sue Risorse, C. Europa 26,16132 Genova (Italy) - [email protected], [email protected]

2 Università Insubria, Science Faculty, Via J.H. Dunant 3,21100 Varese (Italy) - [email protected]

The area around Monte Beigua (1287 m a.s.l.)is located on the watershed between the Po Riverbasin and the Ligurian basins and is not far fromGenoa and from the Ligurian Sea, in NorthernItaly.

The Beigua Massif is in the centre of theVoltri Group, which is characterised by meta-ophiolitic rock. Serpentinites, metabasites andmetasediments of the Voltri Group are the base-ment of the conglomerate of the Ternary Pied-mont Basin that croups out north of the ophio-lites. In the study area we have investigatedthree main metamorphic lithotypes: serpenti-neschists, metabasalts (Prasinite Auct.) andEclogites. The first two are weakly to pervasive-ly affected by schistosity, the eclogites are mas-sive, fractured rocks.

The area can be divided into three main land-scape units: 1) the Southern Slope: a very steepslope dipping towards the Ligurian Sea; 2) theNorthern Slope: a gentle slope dipping towardsthe Po River basin, and characterised by severalvalleys rich in terraces; 3) the Summit: areas above1100-1200 m a.s.l. on the northern side of the wa-tershed, and characterised by a gentle slope andseveral flat areas. Both the slope units have main-ly been modelled by gravitational and fluvialprocesses while the summittal areas appear almostunaffected by these processes

The landscape of the higher slopes and thesummit is characterised by the accumulation oflarge blocks without any rock faces at their headand by some rocky relic reliefs that attracted theattention of many geologists in the past (ISSEL,1892; SACCO, 1934; CONTI, 1940). Eleven blockaccumulations have been analysed from a mor-phological, morphometrical and sedimentologi-cal point of view. The block accumulations are allcharacterised by an openwork texture, at least inthe upper 1.5 m, an angular or subangular shape,frequent vertical dipping, the absence or thepaucity of vegetation (except epilithic lichens), in

102

342 pp.PANIZZA M. (1991), Geomorphology and seismic risk. Earth Science Rew., 31, 11-20.PANIZZA M. & PIACENTE S. (1993), Geomorphological assets evaluation. Z. Geomorphol., N.F. suppl., 87, 13-18.SGN - Servizio Geologico Nazionale (1994), Carta geomorfologica d’Italia - 1:50.000: guida al rilevamento. Qua-

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pp.


contrast to the woodland coverage just outsidethese landforms. Moreover, there is a remarkableabsence of any rock cliff or free face at the headin the majority of cases (especially in the down-valley block accumulations), unlike that docu-mented for the famous «stone streams of the Falk-land Islands (ANDERSON, 1906; CLAPPERTON,1975; HALL, 2002). All these morphological char-acteristics, and above all, the surface flow struc-tures (e.g. preferential orientation of the long ax-es, imbrication, frontal areas of lobate form) sug-gest that solifluction, gelifluction or frost creep ora combination of these can be considered respon-sible for the down-valley movement of these accu-mulations.

Where there are large accumulations of blocksat the foot of bedrock cliffs or free faces a simplerexplanation is the weathering of bedrock «in

situ», otherwise we have to think of a very largerock avalanche or rock fall that completely de-stroyed the bedrock cliff, but there is no evidenceof this latter theory.

To understand whether periglacial conditionsstill remain in the area two dataloggers, each onewith 4 external thermistors, were installed in Jan-uary 2003. The subsurface temperature (2 cm)had a range between (–13°C) and (30°C) withvery strong diurnal oscillations that, during thelate winter, reached (35°C). During the early win-ter there were very frequent daily freezing-thaw-ing cycles that decreased towards the onset ofspring.

The two weather stations with a long climaterecord located closest to the study area, at Melog-no at 1000 m a.s.l. and Alpicella at 405 m a.s.l,demonstrate that the air temperature had a mini-

103

Figura 1 - Ricostruzione del reticolato idrografico responsabile del modellamento della successione fluviale conservata neiversanti occidentale e nordoccidentale della Collina di Torino.


Bibliografia

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104

mum in January and a maximum in July-August in the period between 1934 and 1983 with a mean an-nual air temperature (MAAT) of (9.9°C) at Melogno and (14°C) at Alpicella with a mean lapse rate of0.69°C/100 m. Snow cover data are not available but some periodic measures in the 2002-2003 winterrevealed a thin cover (less than 30 cm) for less than 15 days in the higher areas (above 1000 m a.s.l.).

The relatively high frost penetration measured now and the usually low winter snow cover sug-gest a very effective frost action in the past, especially during the Weichselian, when the MAAT was(10-15°C) less than in modern times (CLARK, 1972) and in this case could be calculated asaround(–2°-0°C) in the examined area. If the hypothesised climatic conditions are correct, the pos-sibility that permafrost also occurred at that time cannot be excluded and therefore the movementof the blocky accumulations could be related to the creep of these masses and/or gelifluction.

FIGURA 1 - a.Esempio di immagi-ne ripresa dalla video camera del-la stazione ARGUS; b. la stessaraddrizzata.


Poster 31

IL MODELLAMENTO GLACIALEDEI COLLI DIORITICI DI IVREA

Forno Maria Gabriella1, Gianotti Franco2 &Grosso Federico3

1 Università degli Studi dii Torino, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino(Italy)[email protected]

2 Libero Professionista, Via Cavalieri di Vittorio Veneto 2,11020 Nus (Aosta) - [email protected], via Don Min-zioni 4, 10040 Piobesi Torinese TO (Italy) - [email protected]

Gli studi tuttora in corso sull’ampia depressio-ne interna dell’Anfiteatro Morenico di Ivrea, allosbocco della Valle d’Aosta, consentono di rico-struire gli episodi più recenti del modellamentoglaciale pleistocenico; in questa sede è stato pre-so in esame, con estremo dettaglio, il settore in cuisi sviluppano i Laghi di Ivrea, contiguo rispettoagli imponenti cordoni morenici della Serra d’I-vrea e della Piccola Serra (fig. 1).

Il tratto morfologico più evidente è rappre-sentato da un insieme di bassi rilievi, separati da

depressioni occupate dai Laghi di Ivrea. I rilievi,modellati nelle rocce del substrato, conservanodiffuse tracce dell’esarazione glaciale: si innalza-no fino a 250 metri sopra la pianura alluvionaleattuale del F. Dora Baltea, raggiungendo la quo-ta massima di 519 m (C. Montesino), a costitui-re un parziale sbarramento della depressione in-terna dell’anfiteatro. Le depressioni lacustri, an-ch’esse legate essenzialmente all’esarazione gla-ciale sul substrato roccioso, si sviluppano a quotedifferenti e attualmente risultano colmate in par-

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FIGURA 2 - Variazione schematica della linea di riva duran-te il 2003.


FRANCHI et al., 1912), che avevano invece trascu-rato lo studio della modesta copertura quaterna-ria.

Il rilevamento geologico condotto da uno de-gli autori (F. GROSSO) ha permesso di riconoscereuna serie di lembi circoscritti di depositi glaciali,con estensione decametrica e spessore metrico,costituiti essenzialmente da till di ablazione; local-mente risulta anche ben conservata l’espressionemorfologica di questi sedimenti, corrispondente acordoni morenici discontinui.

La presenza di queste evidenze entro la de-pressione interna dell’anfiteatro suggerisce chesiano da ricondurre agli episodi più recenti delmodellamento glaciale pleistocenico. In base al-la morfologia e alla distribuzione plano-altime-trica alcuni lembi sono stati correlati tra loro edinterpretati come una successione di archi con-centrici, geneticamente legati ad un lobo glacia-le (Lobo di Bienca) estruso dal fianco sinistrodel ghiacciaio della Dora Baltea (ghiacciaio bal-teo) (fig. 1).

Inoltre, all’interno dell’area interessata dall’e-sarazione glaciale, si sono distinti su base altime-trica un settore esterno, orientale (a), sviluppato aquota più elevata, e uno più interno, occidentale(b), a quota inferiore, separati da una scarpata dierosione glaciale con altezza di un centinaio dimetri e allungata in direzione N5°W-S5°E (scar-pata di C. Montesino-M. Albagia, c). Il settore aquota inferiore è delimitato verso W da un’ulte-riore scarpata, con altezza di una cinquantina dimetri, che lo sospende sulla pianura alluvionaleattuale del F. Dora Baltea (scarpata di MontaltoDora, d).

Considerando la morfologia complessiva, ladistribuzione e l’orientazione delle tracce dell’esa-razione glaciale, la distribuzione e le caratteristi-che dei depositi glaciali e lacustri, si può ipotizza-re la seguente ricostruzione dell’evoluzione geolo-gica pleistocenica dell’area (fig. 1).

1. Il modellamento principale del settore dei

Laghi di Ivrea, che ha comportato un sensibile ap-profondimento erosionale del ghiacciaio balteo, èverosimilmente contemporaneo all’edificazionedella morena laterale della Serra d’Ivrea, riferibi-le alla penultima espansione glaciale: lo sviluppodi questo imponente cordone suggerisce infattiuno spessore notevole della massa glaciale, valu-tabile in alcune centinaia di metri, caratterizzataquindi da un discreto potere esarante.

2. L’area viene ulteriormente approfondita emodellata nel corso dell’ultima espansione(LGM), a cui è da attribuire la formazione del-la «Piccola Serra»: si può ipotizzare che in que-sto episodio il ghiacciaio balteo avesse uno spes-sore più modesto, in media di circa 200 m. Lemisure effettuate sulle strie glaciali indicano unadirezione di scorrimento prevalente del ghiac-ciaio compresa tra ESE e SE.

3. Successivamente allo stadio di acme glacia-le, un rapido ritiro del ghiacciaio dal settoreorientale dell’area dei Colli dioritici è attestatodall’estrema scarsità di copertura glaciale, ridot-ta a rari lembi di «morenico scheletrico sparso».Nel settore orientale (a) prossimo allo sboccovallivo vengono edificate le cerchie più esternedel Lobo di Bienca. Il ritiro del lobo è stato lo-calmente accompagnato dalla sedimentazione didepositi di contatto glaciale in laghetti margina-li, che attualmente formano lembi di terrazzi dikame, sospesi a vari livelli sul fianco dei piccolicordoni morenici.

4. Il ghiacciaio balteo in ritiro è ormai conte-nuto a W della scarpata di Montesino-M. Albagia(c) ed ha un verso di scorrimento principale com-preso tra Sud e SSE. Le depressioni del settoreorientale (a), ormai abbandonate dal ghiacciaio,vengono occupate da laghi di margine glaciale eproglaciali. In particolare il fianco sinistro delghiacciaio doveva sbarrare ad W le soglie delle de-pressioni, mantenendo elevato il livello del Lagodi Tomalino, ora ridotto a torbiera fossile: questaipotesi è suggerita dalla presenza di lembi glacio-

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te o totalmente da depositi lacustri o palustri successivi. I rilievi, noti negli studi geologici come «Colli dioritici di Ivrea», rappresentano la locale emer-

genza dell’edificio sudalpino immediatamente a SE della Linea Insubrica, indicata localmente comeLinea del Canavese Esterna. Si caratterizzano per l’elevata percentuale di affioramento del substra-to roccioso, costituito essenzialmente da granuliti nella Zona Ivrea-Verbano, dioriti e graniti nella Zo-na del Canavese, caratterizzati in genere da struttura massiva, elevata competenza e modesta frattu-razione: nelle aree di affioramento dei litotipi meno fratturati si sviluppano prevalentemente rilieviallungati; in corrispondenza alle fasce di distribuzione delle miloniti e delle cataclasiti, che eviden-ziano i settori di faglia, sono invece impostate le depressioni lacustri. Il modellamento erosionale del-l’area in esame, espresso da forme di esarazione a varia scala, ampiamente distribuite e ben conser-vate, era già stato riconosciuto dagli autori precedenti (BRUNO, 1883; MARCO, 1892; BARETTI, 1893;


FIGURA 1 - Area di studio. In grigio scuro i rilievi principali.

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lacustri terrazzati e rilevati di circa 3 m sull’attua-le piana di colmamento del bacino, al di sopracioè della soglia attuale dello stesso.

5. Il ghiacciaio si ritira del tutto anche dal set-tore occidentale (b) dei Colli dioritici, rimanen-do appoggiato sulla scarpata di Montalto Dorache li delimita verso W (d). In un primo momen-to il margine glaciale si mantiene sufficiente-mente elevato da sbarrare le depressioni presen-ti nel settore occidentale, causando un livellopiù alto (almeno q. 340 m) rispetto a quello del-l’attuale Lago Nero (q. 300 m), come testimoniala distribuzione di alcuni lembi di sabbie glacio-lacustri.

6. Con il Tardiglaciale, in concomitanza con ilcompleto abbandono dell’Anfiteatro di Ivrea daparte del ghiacciaio balteo, ed il successivo Olo-cene procede il colmamento di alcuni laghi, finoallo stadio di torbiera (Schneider, 1978), mentrealtri, che occupano depressioni più profonde omeno soggette ad interrimento, perdurano tut-t’oggi (Laghi Sirio, San Michele, Pistono, Nero,Campagna e di Chiaverano).Bibliografia

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108


Gli studi precedenti riguardanti l’evoluzionegeologica quaternaria della Collina di Torino han-no consentito di evidenziare in modo preliminarele tracce di un reticolato idrografico pleistoceni-co, sensibilmente sospeso e con andamento mol-to differente rispetto ai corsi d’acqua sviluppatiattualmente nel rilievo collinare (BOANO et al.,2004). Il rilevamento geologico dei versanti occi-dentale e nordoccidentale, effettuato in occasionedel presente studio, permette di ricostruire conmaggiore dettaglio la distribuzione della succes-sione fluviale conservata sulle sommità delle dor-sali spartiacque.

Il riconoscimento dei diversi termini di questasuccessione, distribuiti in corrispondenza a diffe-renti fasce altimetriche, è facilitato dalla loroespressione morfologica: corrispondono a lembidi superfici terrazzate con estensione compresatra alcune decine e alcune centinaia di m2, spessoevidenziati dalla presenza di antichi edifici resi-denziali, e localmente a più estesi relitti di mean-dro. L’estrema antropizzazione dell’area e la dif-fusa copertura eolica e colluviale rappresentanoinvece un ostacolo all’analisi sul terreno.

Malgrado le difficoltà incontrate, il notevoledettaglio con cui è stato effettuato il rilevamentogeologico consente di riconoscere corpi sedimen-tari di origine fluviale, con spessore metrico, incorrispondenza alla maggior parte dei lembi de-scritti; localmente tali forme risultano invece mo-dellate direttamente sui termini marini terziari.

I diversi lembi sono stati distinti tra loro e cor-relati in base al differente sviluppo altimetrico ealla diversa alterazione dei sedimenti, che ha con-sentito il riferimento cronologico dell’intera suc-cessione all’intervallo di tempo compreso tra ilPleistocene medio e l’Olocene.

L’attuale assetto altimetrico delle forme relitte,

variamente sospeso rispetto alla pianura con undislivello compreso tra 70 e 400 m, la loro distri-buzione complessiva, in corrispondenza alle at-tuali dorsali secondo fasce allungate parallelamen-te allo spartiacque collinare, e l’allungamento pre-valente dei singoli lembi, svincolato dall’anda-mento dei corsi d’acqua attuali, suggeriscono illegame con una situazione morfologica e geologi-ca del rilievo collinare notevolmente diversa dal-l’attuale. È possibile in particolare ipotizzare losviluppo di corsi d’acqua con andamento circaparallelo allo spartiacque: l’impostazione estre-mamente recente dell’attuale F. Po al marginenordoccidentale del rilievo collinare, già docu-mentata in letteratura, indica che le tracce presein esame sono invece da collegare a precedenti an-damenti del reticolato affluente; lo studio minera-logico dei sedimenti, oggetto di un lavoro specifi-co tuttora in corso, consente di ipotizzare una ali-mentazione essenzialmente dai bacini dei FiumiStura di Lanzo e Dora Riparia (fig. 1).

Lo sviluppo altimetrico anomalo dei lembi flu-viali relitti e la presenza di scarpate tra i diversiordini, con altezza di alcune decine di metri, sug-geriscono una successione di episodi di appro-fondimento erosionale del reticolato idrografico,connessa con il sollevamento recente dell’edificiocollinare.

La successione terrazzata esaminata rappresen-ta quindi il risultato della progressiva deformazio-ne del settore distale dei conoidi alpini, coinvoltinel sollevamento della Collina di Torino, e nellamigrazione verso NW del suo margine esterno,che hanno portato al loro inglobamento nell’areacollinare. Si può stimare che tale deformazione,tutt’ora in atto, abbia avuto, nell’intervallo com-preso tra il Pleistocene medio e l’Olocene, unacomponente verticale con velocità media di solle-

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Poster 32

LA SUCCESSIONE FLUVIALE PLEISTOCENICA DEI VERSANTEOCCIDENTALE E NORDOCCIDENTALE DELLA COLLINA DI TORINO

Forno Maria Gabriella1 & Lucchesi Stefania2

1 Università degli Studi di Torino, Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10100 Torino (Italy)[email protected]

2 Istituto di Geoscienze e Georisorse del C.N.R, Via Accademia delle Scienze 5, 10100 Torino (Italy)


vamento relativo di circa 1 mm/anno.

Bibliografia

BOANO P., FORNO M. G. & LUCCHESI S. (2004), Plei-stocene deformation of the Collina di Torino inferredfrom the modelling of their fluvial succession. IlQuaternario, It. Journ. Quatern. Sc., 17, 245-250.

110

FIGURA 1 - Schermata di lavoro in ArcView Gis 8.3. Nel riquadro più piccolo vengono visualizzate le informazioni sullafrana selezionata.


Poster 33

STUDIO DELLA VARIAZIONEDELLA LINEA DI RIVA

TRAMITE L’ANALISI DI IMMA-GINI VIDEO E STRUMENTI GIS

Gardelli Manuela1, Armaroli Clara1 & CiavolaPaolo1

1 Università degli Studi di Ferrara, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Corso Ercole I d’Este 32, 44100 Ferrara( I t a l y )[email protected], [email protected],[email protected]

Nell’ambito del progetto di ricerca europeoCOASTVIEW (contratto EVK3-CT-2001-00054)è stata realizzata una stazione ARGUS presso il si-to di Lido di Dante, piccola località turistico-bal-neare dell’Emilia Romagna, in provincia di Raven-na, il cui litorale sabbioso si estende per circa 3Km dalla foce dei Fiumi Uniti a Nord alla foce delfiume Bevano a Sud.

L’area è caratterizzata da una zona di spiaggiaprotetta da strutture antropiche (di 800 m di lun-ghezza) nella parte Nord, come pennelli e digasoffolta, adiacente ad un tratto di spiaggia com-pletamente naturale (di circa 2 Km di lunghezza),con dune e pineta retrostante.

La stazione di video monitoraggio Argus com-prende 4 videocamere puntate obliquamente lun-go la costa, installate su una torre di legno alta 18metri (ALBERTAZZI et al., 2003).

I dati vengono raccolti da un computer presen-te nella stazione stessa e trasferiti, per mezzo diuna linea telefonica, ad un server: la camera cam-piona 10 minuti di video all’inizio di ogni ora diluce per ogni giorno dell’anno (ARMAROLI et al.,in stampa).

In questa sede vengono presentati i dati acqui-siti tramite l’elaborazione delle immagini obliquefornite dalla videocamera posta più a Sud, punta-ta sul tratto di costa non protetta (fig.1-a).

Queste immagini sono state ortogonalizzate(fig 1-b) fino a circa 1200 m verso Sud, per man-tenere la più alta risoluzione possibile sul cross-hore (tra 0.1 m e 1 m) anche a una certa distan-za dalla stazione stessa e su di esse sono state ela-borate le linee di riva tramite una serie di algo-ritmi in ambiente MATLAB (ARMAROLI et al., in

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FIGURA 1 - Vista panoramica della frana di Champlong, sulversante sinistro (meridionale) della valle del-l’Urtier.


stampa). La variazione della linea di riva è stataqui analizzata per l’anno 2003.

Consultando i dati sul sito della Rete Ondame-trica Nazionale, si sono ricercate le mareggiate piùevidenti, prendendo come parametri di riferimen-to le altezze d’onda intorno ai 2 m e le immaginiacquisite con Argus in cui si vedono le onde lam-bire il piede delle dune retrostanti la spiaggia.

Si è iniziata così l’analisi prendendo come pri-ma mareggiata significativa quella del 10-11 Apri-le 2003, i cui parametri sono presentati nella tabel-la a pagina seguente.

Per ogni mareggiata si sono prodotte linee diriva nei giorni prima e dopo l’evento di tempesta(o nei giorni immediatamente vicini se proprio lelinee di riva non si potevano creare o le immagininon erano disponibili) e alle sizigie precedenti esuccessive, per registrare al meglio le variazionidella linea di riva.

Tali linee di riva sono poi state esportate comefile ASCII e di esse, per ogni giorno, è stata inter-polata con il software Surfer 8.0 la linea di livelloalla quota ortometrica 0.00 m. Per tale interpola-zione è stato utilizzato il metodo del Kriging,creando un DEM con maglia di 1 m nella x e 5 mnella y e impostando una anisotropia maggiore indirezione perpendicolare alla costa (per le carat-teristiche fisiche del sito).

Tutte queste linee sono state in seguito salvatein un formato di interscambio (.dxf) e caricate nelsoftware Arcview 3.3 per poter visualizzare le va-riazioni durante l’anno 2003.

Questo tipo di analisi ha permesso di fare unconfronto tra le mareggiate avvenute in condizionedi sizigie (nel periodo in esame tutte provocate daventi di Bora) e non (principalmente provocate daventi di Scirocco), osservando che subito dopo leprime la spiaggia risulta in erosione lungo quasi tut-to il tratto, con al massimo qualche zona in equili-brio, mentre dopo le seconde la linea di riva mo-stra un andamento irregolare, con un’alternanza dizone in erosione e zone in avanzamento.

Per quanto riguarda l’andamento stagionaledella linea di riva, nel periodo primaverile del2003 si osserva che il tratto di spiaggia subito aSud del pennello ha guadagnato nel complessoqualche metro.

Più a Sud, fino a circa –630 m (si ricorda chela stazione Argus ha un proprio sistema di coor-dinate con l’origine nel punto in cui è posiziona-ta la torre e la coordinata verso Sud negativa) la

spiaggia rimane nel complesso in equilibrio, perpoi avanzare fino a –920 m e ritornare in erosio-ne proseguendo verso Sud.

Durante l’estate la linea di riva rimane presso-ché invariata. Nel periodo autunnale, da settem-bre a dicembre 2003, la spiaggia subisce invece levariazioni più marcate: il tratto a ridosso del pen-nello risulta in erosione a fine dicembre e rimanecosì fino a circa 800/830 m, dove la spiaggia arre-tra vistosamente con alcuni punti, soprattutto in-torno ai –600 m, in cui si ha un arretramento del-l’ordine di una decina di metri.

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FIGURA 2 - Suddivisione del corpo di frana in settori a di-verso comportamento cinematico. 1) Settoresinistro: campo di forzi transtensivo, con faglienormali e fessure di trazione disposte en-eche-lon. 2) Settore della scarpata principale: de-pressioni chiuse e fessure di trazione ricondu-cibili alla regressione della frana. 3) Settore su-periore dell’accumulo e relativi sottosettori(3a-3b): associazioni strutturali molteplici;sottosettore orientale (3a) caratterizzato dapieghe e dossi; sottosettore occidentale (3b) ca-ratterizzato dalla diminuzione della dimensio-ne delle pieghe e dall’aumento di fessure ditrazione. 4) Settore inferiore dell’accumulo erelativi sottosettori (4a-4b), con associazionistrutturali analoghe al settore soprastante, as-sociate a strutture di sovrascorrimento edestrusione di sedimenti.


EVOLUZIONE GEOMORFOLO-GICA DELLA VALPAROLA

(DOLOMITI) DAL TARDIGLA-CIALE AD OGGI

Ghinoi Alessandro & Soldati MarioUniversità degli Studi di Modena e Reggio Emilia, Dipar-timento di Scienze della Terra, Largo S. Eufemia 19,41100 Modena (Italy) - [email protected], [email protected]

L’area di studio è situata nell’Alta Val Badia, alconfine tra la Provincia Autonoma di Bolzano e laProvincia di Belluno, nel settore orientale delleDolomiti Centrali. La Valparola costituisce dasempre un’importante zona di transito tra le vallidel Boite e del Cordevole e la Val Badia: nel me-dioevo ospitava un tratto strategico della «Viadella Vena», la strada che portava il ferro dalle mi-niere di Fursil (provincia di Belluno) verso i mer-

113

La spiaggia aumenta invece in larghezza spostandosi verso Sud dove, per esempio intorno ai –950 m, lalinea di riva si sposta verso mare di 8-10 m.

Riassumendo (fig. 2), questo tratto di spiaggia è caratterizzato da due zone con comportamento diffe-rente ma abbastanza omogenee al loro interno:1) dal pennello fino a circa –800/850 m la spiaggia risulta in erosione;2) da –800/850 m verso Sud è invece in avanzamento per la maggior parte del tratto in esame, o co-

munque in equilibrio.

Bibliografia

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FIGURA 1 - La nicchia di distacco del crollo del 1988 e l’ac-cumulo che attraversa trasversalmente il Ghiac-ciaio del Miage (foto Cosson, 1988).

Poster 34


cati tirolesi; oggi è meta e transito per migliaia dituristi ogni anno.

La zona è delimitata a nord dal Piz dles Con-turines (3064 m), a sud dal monte Settsass (2571m) e dal Passo di Valparola (2187 m), a est dal-l’Alpe di Lagazuoi (2718 m) e a ovest dalla cimaLes Pizades (2255 m) e dal torrente Stuores. Laquota minima corrisponde all’abitato de L’Ar-mentarola (1615 m); quella massima al Piz dlesConturines (3064 m). L’estensione è di circa 17,5km2.

Le formazioni geologiche affioranti sono diorigine sedimentaria e rappresentano l’intervallodi tempo che va dal Ladinico superiore al Norico.Gli ambienti deposizionali vanno da quelli di sco-gliera corallina, retro-scogliera e bacinali di mareprofondo a quelli paralici e di piana tidale carbo-natica. Le formazioni di origine carbonatica, do-lomitizzate, costituiscono i rilievi principali e so-no generalmente sovrapposte, stratigraficamenteo tettonicamente, a quelle bacinali composte daarenarie, silt e argille con percentuali variabili dicarbonati. I lineamenti tettonici più importanti so-no rappresentati da due sovrascorrimenti sud-ver-genti, entrambi ascrivibili alla fase orogeneticaneo-alpina: la linea della Valparola, che intersecamarginalmente la valle in corrispondenza del pas-so, e la linea del Conturines, che interseca il rilie-vo omonimo.

La presenza di depositi glaciali, spesso in formadi morene frontali, ha permesso una ricostruzionetemporale relativa delle fasi di avanzamento dei

ghiacciai presenti nella valle dopo l’Ultimo Massi-mo Glaciale. Tale ricostruzione è basata sul meto-do della differenza del limite delle nevi, come giàproposto da G.B. CASTIGLIONI (1961) per i depo-siti morenici del Gruppo Adamello-Presanella eutilizzando come limite delle nevi attuale quellodeterminato, per quest’area, da Marinelli (1910):questo per poter inserire le fasi di avanzamento al-l’interno della suddivisione proposta dallo stessoG.B. Castiglioni. Quest’ultimo utilizzò lo stessometodo anche per i depositi morenici dell’interaarea dolomitica (G.B. CASTIGLIONI, 1964), adot-tando una scala di rappresentazione 1:250.000; lascala adottata per questo studio è 1:10.000, volen-do essere l’analisi più dettagliata e mirata alla rico-struzione geomorfologica della sola Valparola.

La fase più antica sembra corrispondere allostadio di Sciliar (ex. Bühl), testimoniata da una se-rie di sette morene frontali in località L’Armenta-rola e da una morena laterale ai piedi del rilievoLes Pizades (quest’ultima ha la sua estremità su-periore ad una quota di 2025 m). In tale periodoè verosimile supporre che la valle fosse in granparte ricoperta da un’unica massa glaciale o, al li-mite, da due masse in gran parte coalescenti. Giàprima dello stadio di Gschnitz, la massa glacialedovrebbe aver raggiunto una considerevole fram-mentazione: a questo periodo appartengono infat-ti due morene frontali situate ad una distanza re-ciproca di 1 km, una in corrispondenza della lo-calità Casere Eisenofner, l’altra in località PreiGlira.

114

FIGURA 2 - Geographic Information System (G.I.S.) – Carta Geomorfologica del versante meridionale del Monte Bianco.


Prima dell’inizio dello stadio di Daun rimane-va soltanto una piccola lingua glaciale, ospitata al-l’interno del Vallone Pudres, come testimoniatoda un arco morenico frontale a sud-est della cimaLes Pizades, e probabilmente due piccoli glacio-nevati a nord della Cima Settsass, ora ospitantidue nevai.

Successivamente al ritiro di gran parte dellamassa glaciale, sui pendii cominciarono ad accu-mularsi, in forma di coni e falde, i detriti prodot-ti dal crioclastismo, particolarmente efficace incorrispondenza delle pareti dolomitiche già den-samente fratturate a seguito dei movimenti tetto-nici. In questa fase ebbero luogo anche alcunicrolli di considerevoli dimensioni, verosimilmen-te in seguito al mancato supporto delle masse gla-ciali, ma anche all’azione di divaricamento di que-ste in corrispondenza di preesistenti discontinui-tà negli ammassi rocciosi.

Con l’inizio dell’Olocene, in base a quanto os-servato in aree limitrofe (SOLDATI et al., 2004), un

clima più umido e meno severo potrebbe aver fa-vorito fenomeni d’instabilità nei terreni a compor-tamento plastico delle formazioni di S. Cassiano eLa Valle. Ad oggi si conoscono soltanto due data-zioni di fenomeni franosi avvenuti nell’adiacentevalle di San Cassiano, collocabili all’interno delSub-boreale superiore.

Attualmente, le colate detritiche rappresenta-no il processo geomorfologico più importante del-l’area di studio. Le ampie fratture dei massicci do-lomitici fungono da bacini collettori delle acquemeteoriche che, durante gli eventi più intensi,vengono scaricate all’apice dei coni detritici sca-vando in essi profondi solchi. Il materiale detriti-co preso in carico viene depositato alla base deiconi stessi in forma di lobi d’esondazione coale-scenti, ampliandone la base e, in casi estremi, in-tersecando il tracciato di corsi d’acqua interrom-pendone il flusso superficiale. In epoca recente al-cune colate detritiche hanno più volte invaso la se-de stradale costringendo, in ultima istanza, alla

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MARINELLI O. (1910), I ghiacciai delle Alpi Venete. Me-morie Geografiche (Suppl. alla Riv. Geogr. Ital.), n.11.

SOLDATI M., CORSINI A. & PASUTO A. (2004), Landsli-des and climate change in the Italian Dolomites sin-ce the Lateglacial. Catena (in press).

Poster 35

ANALISI GEOMORFOLOGICADELLE FORME GRAVITATIVE,CRIONIVALI E GLACIALI DEL

TERRITORIO COMUNALEDI COGNE (VALLE D’AOSTA):

PERICOLI E RISORSEDELL’AMBIENTE DI ALTA MON-

TAGNA

Giardino Marco1 & Armand Marco2

1 Università degli Studi di Torino Dipartimento di Scien-ze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino( I t a l y )marco.giardino@ unito.it

2 Collaboratore, Università degli Studi di Torino, Dipar-timento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35,10125 Torino (Italy).

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costruzione di un nuovo tracciato in posizione più favorevole.Le colate detritiche non costituiscono soltanto un elemento di rischio, ma anche una costante fon-

te di approvvigionamento di materiale da costruzione, come nel caso del frantoio che sorge alla basedel cono detritico più ampio della zona, in prossimità del torrente Saré.

Bibliografia

CASTIGLIONI G.B. (1961), Depositi morenici del Gruppo Adamello-Presanella con particolare riguardo agli stadi gla-ciali postwürmiani. Mem. Ist. Geol. e Min. Univ. Padova, Vol. XXIII, pp. 2-119.

CASTIGLIONI G.B. (1964), Sul morenico stadiale nelle Dolomiti. Mem. Ist. Geol. e Min. Univ. Padova, 24, 16 pp.


Il territorio comunale di Cogne (Valle d’Aosta)è stato oggetto di un’analisi geomorfologica fina-lizzata alla predisposizione di una base di dati uti-li per interpretare l’evoluzione e la dinamica deiversanti. Gli strumenti di questa indagine sono sta-ti l’analisi della bibliografia storico-scientifica sulterritorio, la fotointerpretazione multitemporale, ilrilevamento di dettaglio effettuato sul terreno.

Dal lavoro è emerso un quadro complessivocaratterizzato da un gran numero di forme tipichedell’ambiente alpino di alta quota, legate a diver-si agenti morfogenetici. Si va dalle forme crioni-vali (come i rock glacier, particolarmente diffusi)alle forme glaciali di varia età e dimensione (adesempio morene, oppure selle di trasfluenza, sca-ricatori glaciali ecc.), alle grandi frane storiche epreistoriche; alcune di queste ultime, sbarrando ilfondovalle, hanno portato alla formazione di ba-cini lacustri.

La complessità del paesaggio geomorfologicodel territorio comunale di Cogne è stata rappre-sentata in una carta geomorfologica alla scala1:10.000 (4 tavole), collegata ad un Sistema Infor-mativo Territoriale («SIT», realizzato con Arc-ViewGis 8.3). Il SIT rappresenta un insieme di da-ti di base indispensabile per sviluppare successiveanalisi tematiche quali l’analisi gravitativa e l’ana-lisi della dinamica glaciale.

Per quanto concerne l’analisi gravitativa, laraccolta e l’organizzazione dei dati è stata effettua-ta secondo le specifiche del progetto IFFI (Inven-tario dei Fenomeni Franosi in Italia). Le frane ri-levate appaiono distribuite sul territorio sulla ba-se dei condizionamenti lito-strutturali e delle ca-ratteristiche fisico-climatiche locali: ne sono statericavate rappresentazioni grafiche di sintesi. Par-ticolarmente interessanti dal punto di vista scien-tifico sono i dati complessivi sulla distribuzionedei fenomeni gravitativi in relazione alla distribu-zione delle varie unità tettoniche. Le unità tetto-niche del Dominio Piemontese appaiono quelle

più interessate in termini di frequenza dei singolieventi franosi. Infatti si tratta di unità composteprevalentemente da calcescisti, rocce di scadentequalità geomeccanica, facilmente degradabili, in-teressate da fenomeni quali Deformazioni Gravi-tative Profonde di Versante (DGPV) o scivola-menti che coinvolgono un areale molto maggiorerispetto ai crolli.

I fenomeni di crollo invece sono più diffusi neilitotipi del massiccio del Gran Paradiso, laddove lerocce sono meno degradate, ma a tratti intensa-mente fratturate. Si tratta in media di crolli di pic-cole dimensioni, di circa 0,5 km2 che spesso sonosottovalutati per la loro scarsa evidenza geomorfo-logica ma che purtroppo creano situazioni di peri-colo, o di rischio quando la loro dinamica interfe-risce con la frequentazione antropica dell’area.

Cinque fenomeni gravitativi particolarmentesignificativi dal punto di vista geomorfologico so-no stati approfonditamente analizzati: la DGPVnel vallone dell’Urtier, la frana denominata TrucCretettaz, la zona dell’Erfaulet, la frana di Cham-plong e il crollo di Sylvenoire. Per ogni frana si ècompilata una scheda nelle quali sono contenuteinformazioni sulla sua morfometria, sulla classifi-cazione, geologia, stato di attività e danni.

L’analisi della dinamica glaciale è stata concen-trata sulla descrizione delle forme oloceniche esulle conseguenze del recente ritiro generalizzatodei ghiacciai. L’analisi dei crolli lungo le aree re-centemente deglaciate e l’osservazione del gradodi copertura vegetale ha permesso di avanzare al-cune considerazioni sulla cronologia degli eventimorfogenetici locali.

I crolli più recenti sono risultati per lo più dis-tribuiti a minor distanza dai ghiacciai attuali equindi una loro probabile causa (predisponente)è proprio la recente deglaciazione, spesso in rela-zione allo scarico delle pressioni legate alla dina-mica glaciale.

I risultati della tesi, se da un lato sottolineano

117


dere questo paesaggio. Appare quindi opportuno, anche in funzione

di una salvaguardia del patrimonio di siti natura-li, promuovere azioni di valorizzazione consape-vole; queste devono comprendere non solo unadivulgazione sui fenomeni geologici e geomorfo-logici ma anche una proposta di itinerari di visitaconcepiti secondo criteri di sicurezza (ove possi-bile) e «consapevolezza» (sempre) verso i fenome-ni di dinamica ambientale di alta montagna.

Poster 36

ANALISI GEOMORFOLOGICA ECARTOGRAFIA

DELLE DEFORMAZIONI SUPER-FICIALI NELL’AREA DELLA FRA-NA DI CHAMPLONG (COGNE,

VALLE D’AOSTA)*

Giardino Marco1 & Chabod Alex2

1 Università degli Studi di Torino, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino(Italy) marco.giardino@ unito.it

2 Collaboratore esterno, Università degli Studi di Torino,Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Calu-so 35, 10125 Torino (Italy)

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la pericolosità geomorfologica di alcuni settori del territorio comunale di Cogne, dall’altro mettono inrisalto le sue particolari valenze geomorfologiche e paesaggistiche. Infatti il SIT ha permesso di eviden-ziare diverse forme di interesse scientifico per l’evoluzione del paesaggio, ma anche per una possibilevalorizzazione turistica dell’area. Ad esempio il rock glacier che sbarra parte del fondovalle nel vallo-ne del Grauson, con il suo valore «scenico»: il turista che percorre il sentiero di questa valle, se trovas-se un cartello «geoturistico» in grado di spiegare in termini scientifici, ma comprensibili, la dinamicadel paesaggio locale sarebbe sicuramente soddisfatto di poter comprendere le ragioni della bellezza deiluoghi in cui sta camminando.

Soluzioni di questo tipo sono già presenti nel comune di Cogne, sul Montseuc, dove sono stati istal-lati dei cartelli che spiegano la presenza di un rock glacier, di una frana di crollo, di un cordone more-nico. Per arrivare in loco i turisti usufruiscono di una telecabina e quindi in pratica esiste anche un ri-torno economico per l’imprenditoria locale, in quanto molti turisti pagano il trasporto in quota per ve-


* Lavoro realizzato nell’ambito del Progetto MIUR-COFIN2002 «Evoluzione geomorfologica dei versanti e cambiamenticlimatici: analisi di fenomeni franosi e ricostruzioni paleoclima-tiche»

All’interno del territorio valdostano, la cosid-detta «frana di Champlong» (fig. 1), situata fra lefrazioni di Lillaz (ad Est) e Champlong (ad Ovest)all’interno del Comune di Cogne, rappresenta si-curamente la manifestazione più vistosa e per cer-ti versi la più enigmatica dell’evento alluvionaledell’ottobre 2000. A conferma di questo, sta ilgrande volume di materiale coinvolto (stimabile inun milione di metri cubi) e il forte impatto chequesto evento ha avuto sul territorio (deviazionedi alcune decine di metri verso Nord del corso delTorrente Urtier, cancellazione per seppellimentodella strada regionale Cogne-Lillaz nel suo trattofinale e parziale distruzione del percorso pedona-le per Lillaz).

A pochi mesi dall’evento franoso è stata avvia-ta una dettagliata analisi geomorfologia con loscopo di ricostruire l’assetto geometrico delle de-formazioni superficiali della frana di Champlong,quindi di interpretarne la cinematica e compren-derne le cause scatenanti. Per questo motivo èstato inoltre necessario: 1) estendere lo studio al-l’area circostante la frana, per l’eventuale ricono-scimento di analoghi fenomeni gravitativi; 2) ef-fettuare un’analisi dei dati idrogeologici e geolo-gico-tecnici rilevati in occasione dei primi inter-venti di ripristino sull’area in frana

Dal punto di vista geologico, l’area in esame ècollocata in corrispondenza dell’importante con-tatto tettonico tra l’unità del Massiccio cristallinodel Gran Paradiso e la Zona Piemontese dei cal-cescisti con pietre verdi. Il paesaggio geomorfo-logico presenta una notevole varietà di forme edepositi tipici dell’ambiente alpino. Sono state ri-conosciute forme di erosione e di accumulo gra-

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cipali elementi geomorfologici legati ai dissesti.Il rilevamento di terreno, integrato da un’ana-

lisi fotointepretativa dettagliata dell’area in franae dallo studio delle stratigrafie e delle indaginigeognostiche eseguite in loco, ha portato alla re-dazione di numerosi elaborati: Carta Geologica-Geomorfolocica (scala 1:10.000); Carta delleStrutture Deformative Superficiali (scala1:1000); Carta dei Vettori di Spostamento (scala1:1000); Carta Piezometrica (scala 1:2000); quat-tro Profili Morfologico-Stratigrafici, in scala1:500. I dati raccolti sono stati inoltre inseriti neicampi d’apposite schede descrittive, sotto formadi testo, numero, codice, in modo da costituireun geodatabase multifunzionale per l’interpreta-zione del fenomeno franoso e della dinamica delsuo contesto ambientale.

Il rilevamento geomorfologico-strutturale dellafrana di Champlong ha evidenziato le caratteristi-che superficiali che rappresentano specifici indica-tori di deformazione. In particolar modo sono sta-ti cartografati tutti gli elementi morfologici imme-diatamente ricollegabili a discontinuità strutturalidel corpo franoso (es: lacerazioni en echelon delmanto erboso, che sottendono settori fratturati intranstensione). La distribuzione geometrica delledeformazioni superficiali ed il loro significatostrutturale sono stati utilizzati per effettuare unazonazione della frana, ottenendo così cinque setto-ri a diverso comportamento cinematica (fig. 2).L’analisi della tipologia e della configurazione geo-metrica, unitamente alla determinazione del sensodi movimento delle strutture che esse sottendono,ha consentito di interpretare il quadro deformati-vo superficiale e descrivere la cinematica di cia-scun settore del corpo franoso.

Infine, sulla base dei dati e dell’informazioniraccolte, sono state proposte una serie d’interpre-tazioni riguardanti: le cause scatenanti (saturazio-

ne delle coltri detritiche e dei sottostanti terrenidi origine fluvio-lacustre ad opera delle precipi-tazioni meteoriche); le cause predisponenti (l’ele-vata permeabilità delle coltri detritiche superfi-ciali e la presenza di un livello impermeabile al-l’interno dei depositi fluvio-lacustri); il meccani-smo di attivazione (fluidificazione delle sabbie);l’evoluzione del corpo franoso (scivolamento pla-nare della porzione inferiore del versante che hacreato le condizioni per un richiamo di materialedalla parte sovrastante del pendio, più inclinata).

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vitativo (nicchie di frana, accumuli di frana, falde, coni detritici), di genesi mista (canaloni incisi dacolate torrentizie, coni di genesi mista), glaciali (rocce montonate, massi erratici, argini morenici, de-positi glaciali), criogeniche e nivali (rock-glacier, canaloni di valanga) e forme legate all’azione fluvia-le e torrentizia, (orli di terrazzo, depositi alluvionali, depositi fluvio-lacustri, di delta-conoide).

La ricerca bibliografico-storica condotta sugli effetti di eventi alluvionali pregressi occorsi nel terri-torio valdostano ed in particolare nel settore della valle di Cogne, unitamente alla raccolta di dati sul-la relativa piovosità, ha permesso di evidenziare una certa ricorrenza dei fenomeni di dissesto idrogeo-logico, di descriverne la tipologia ed il loro impatto sul territorio in esame. Si è successivamente appro-fondita l’analisi dell’evento alluvionale dell’ottobre 2000, dapprima attraverso l’elaborazione dei datipluviometrici e idrologici e successivamente fornendo un quadro generale dei dissesti verificatisi in val-le di Cogne.

È stato poi analizzato il settore di valle compreso tra le frazioni di Cogne e Lillaz tramite fotointer-pretazione multitemporale (volo G.A.I., 1954; volo Rossi, 1968; volo Valle d’Aosta alluvione 1993; Vo-lo IT 2000; volo Valle d’Aosta alluvione 2000), concentrando in particolar modo l’attenzione sui prin-


Poster 37

RELAZIONI TRA ASSETTOSTRUTTURALE, VARIAZIONI CLI-

MATICHE E DINAMICA GEO-MORFOLOGICA DEI RILIEVI

MONTUOSI:RISULTATI PRELIMINARI DEGLISTUDI NEL BACINO GLACIALEDEL MIAGE E NELLA BASSA

VAL VENY (MONTE BIANCO)*

Giardino Marco1, Mortara Giovanni2, Chiumi-natto Daniele3 & Amerio Marco4

1 Università degli Studi di Torino, Dipartimento di Scien-

ze della Terra, Via Valperga Caluso 35, 10125 Torino(Italy) marco.giardino@ unito.it

2 CNR-IRPI, Sezione di Torino, Strada delle Cacce 73,10135 Torino (Italy)

3 Dottorando, Università degli Studi di Torino, Diparti-mento di Scienze della Terra, Via Valperga Caluso 35,10125 Torino (Italy)

4 Collaboratore esterno, Università degli Studi di Torino,Dipartimento di Scienze della Terra, Via Valperga Calu-so 35, 10125 Torino (Italy)

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FIGURA 1

FIGURA 2


Il lavoro di terreno è stato preceduto da undettagliato studio di inquadramento geologicodell’area. A ciò è seguito un approfondimentosulle caratteristiche climatiche della zona e su co-me queste ultime possano incidere sulla stabilitàdei versanti. Si è poi proceduto ad una raccolta didati che si è sviluppata a più livelli: le ricerche ico-nografiche d’archivio e le interviste hanno per-messo una ricostruzione dell’evoluzione cronolo-gica dei fenomeni di crollo che hanno interessatol’area di studio (sono risultate particolarmenteutili ed interessanti le collaborazioni con la Socie-tà delle Guide Alpine e con la Fondazione Mon-tagna Sicura di Courmayeur, centro di studi suipericoli connessi con l’ambiente d’alta quota).

Da ciò è emerso come nell’ultimo secolo nume-rosi fenomeni di crollo di grandi dimensioni sia-no occorsi nell’area indagata; un tipico esempio intal senso è la frana del 1988, proveniente dal ba-cino glaciale del Ghiacciaio del Monte Bianco,che si è arrestata sulla superficie del Miage occu-pandone trasversalmente l’intero asse vallivo e in-tersecando quindi il percorso che porta al rifugioGonella. La copertura detritica glaciale nella val-le del Miage sembrerebbe essere quasi totalmen-te dovuta ad apporti riconducibili a grandi even-ti di crollo, mentre per la restante minima parte aprocessi di crio-termoclastismo, valanghe, dinami-ca torrentizia estiva. Il ghiacciaio del Miage, negliscritti di De Saussure (1767 e 1786), viene descrit-to come un ghiacciaio bianco, con ghiaccio vivopercorso da numerosi torrenti supraglaciali e pri-vo di copertura detritica; quest’ultima si sarebbesviluppata solo negli ultimi due secoli.

Accurate analisi geomorfologiche di terreno edi immagini aeree hanno permesso una dettaglia-ta descrizione delle caratteristiche dell’area edhanno portato alla realizzazione di un elaboratocartografico (Carta Geomorfologica alla scala1:10.000). Le osservazioni di terreno che hannoportato alla interpretazione geomorfologica e al-la redazione della carta sono state condotte nel-

l’estate 2003, caratterizzata oltre che dalla scarsi-tà di precipitazioni anche da temperature estre-mamente elevate con la quota dello zero termicoche si è mantenuta al di sopra dei 4000 m ancheper più giorni consecutivi. Gli effetti di tale situa-zione sono stati particolarmente evidenti: i ghiac-ciai alpini presentavano già nel mese di giugno lecondizioni normalmente riscontrabili nel periodoautunnale al termine dell’ablazione estiva, con as-soluta carenza di neve e conseguente presenza dinumerosi crepacci che ne rendevano l’attraversa-mento estremamente complicato e pericoloso.Tuttavia ciò che ha maggiormente colpito il mon-do scientifico, sono stati i numerosi fenomeni dicrollo avvenuti per tutto il periodo estivo anchein alta quota e sui versanti ad ogni esposizione,probabile conseguenza della degradazione dellatavola del permafrost. Al fine di trovare una cor-relazione tra la dinamica dell’area analizzata e iprocessi che hanno interessato i restanti settori al-pini, è stata effettuata una ricostruzione cronolo-gica dei crolli che hanno interessato l’area nell’e-state 2003.

I versanti analizzati sono caratterizzati da ele-vata acclività e da forti dislivelli fra la linea di cre-sta e il fondovalle; tali elementi morfologici si rea-lizzano in un ammasso roccioso particolarmentefratturato in cui esistono evidenti sistemi di dis-continuità disposti a franapoggio in grado di favo-rire il distacco di blocchi.

L’esecuzione di misure strutturali delle discon-tinuità dei versanti, effettuate mediante 21 Stazio-ni di Misura Morfostrutturale uniformemente dis-tribuite nei settori accessibili, ha permesso una caratterizzazione dell’ammasso roccioso (che sipresenta in generale di qualità scadente, con nu-merosi settori di roccia fratturata e rilasciata, tal-volta addirittura disarticolata). Tutto ciò ha con-sentito di definire i principali sistemi di frattura-zione che governano i fenomeni di crollo nell’area;questi ultimi si concentrano dove la presenza dinette discontinuità è affiancata da altri fattori in

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* Lavoro realizzato nell’ambito del Progetto MIUR-COFIN 2002 «Evoluzione geomorfologica dei versanti e cambiamenti cli-matici: analisi di fenomeni franosi e ricostruzioni paleoclimatiche».

Lo studio delle relazioni che legano la geomorfologia del versante meridionale del massiccio delMonte Bianco (versante sinistro della bassa Val Veny e bacino glaciale del Miage), con l’assetto strut-turale e le variazioni climatiche, è stato finalizzato al riconoscimento dell’influenza che tali relazioni pos-sono avere sulla dinamica dei versanti, ed in particolare sull’innesco di fenomeni di crollo. Tale attivi-tà gravitativa è ben testimoniata dalla copertura detritica pressoché totale del Ghiacciaio del Miage aldi sotto dei 2400 m, costituita da apporti di materiale roccioso proveniente dalle pareti circostanti (fig.1). Il versante sinistro della Val Veny, nel settore compreso tra i bacini glaciali del Miage e della Bren-va, è altresì caratterizzato da evidentissime tracce di instabilità, sotto forma di nicchie di distacco e re-lativi accumuli al piede del versante.


grado di peggiorare le qualità dell’ammasso roc-cioso, quali la circolazione idrica nel versante el’alterazione idrotermale che pervade la roccia. Isistemi di frattura caratterizzati da discontinuitàcon persistenza plurimetrica presentano, oltre adun’accentuata isorientazione, anche una spaziatu-ra ridotta caratteristica delle zone di taglio di sti-le fragile.

Il bacino glaciale del Miage è interessato dadue sistemi di fratturazione principali: il primo èparallelo all’andamento dei lineamenti tettonici didirezione NE-SO che caratterizzano l’area, il se-condo immerge a N con alto angolo di inclinazio-ne. La Val Veny appare interessata, principalmen-te, da tre sistemi di discontinuità, la cui intersezio-ne ha isolato volumi rocciosi che nel passato han-no dato luogo ad imponenti fenomeni di crollo: ilprimo immerge a N, intersecando a reggipoggioinclinato (70°) il versante; il secondo immerge aSE, parallelo ai lineamenti tettonici principali; ilterzo immerge a E-NE, parallelo alle fa-glie inverse che caratterizzano le porzioni margi-nali del plutone granitico del Monte Bianco.

In generale i fenomeni di crollo dell’estate2003 hanno interessato settori a quote medio-alteevidenziando un’oscillazione importante dellaprofondità della superficie del permafrost. La lo-ro previsione potrebbe essere favorita dalla crea-zione di una rete di monitoraggio volta al control-lo a ciclo continuo delle variazioni di temperatu-ra delle pareti attraverso l’impiego di termistóri inprofondità.

In definitiva, le conseguenze di tale situazioneper i fruitori della montagna e per coloro che vi

lavorano (Guide Alpine, albergatori e rifugistiecc...) sono state estremamente pesanti sia dalpunto di vista economico (turismo), sia dal puntodi vista sociale (aumentato grado di rischio per al-pinisti ed escursionisti). La maggior parte dellearee indagate non può essere definita «sicura»,tuttavia l’informazione e la conoscenza dei perico-li esistenti da parte di chi frequenta questi luoghisembra essere la prima strada perseguibile per lamitigazione del rischio.

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La pianura di Siniscola - S. Lucia rappresentainsieme alla piana di Posada, poco più a nord, unadelle maggiori aree pianeggianti della costa nordorientale della Sardegna. Sebbene la piana sia at-traversata da alcuni corsi d’acqua di modesta por-tata la sua origine e la sua evoluzione risultano as-sai complesse. Gli studi intrapresi nell’area delleBaronie hanno già posto in evidenza le modificheindotte da recenti movimenti di origine tettonicache si sono manifestati in quest’area.

Da tempo alcuni evidenti indizi sono stati se-gnalati lungo la fascia costiera di Orosei (CARO-BENE, 1976; CORDY & GINESU, 1995) ma emergo-no nuove osservazioni sulla cattura e sulla modi-fica dei reticoli idrografici in tutta questa porzio-ne della costa. L’origine della piana è legata a unasuperficie di origine erosionale sulla quale si so-no sovrapposti gli episodi ciclici di regressione esommersione durante il Pleistocene medio e su-periore.

Le formazioni clastiche recenti rappresentanogli affioramenti più diffusi nell’area costiera per-mettendo una descrizione dettagliata dell’evolu-zione morfologica che ha condizionato l’interapiana costiera di Siniscola e, di riflesso, le picco-le porzioni di piana che costeggiano il profilo del-la costa fino al promontorio di Capo Comino. Idepositi clastici non sempre permettono attribu-zioni cronologiche ma il loro ruolo risulta dall’im-portanza ai fini della ricostruzione paleogeografi-ca

Sono stati distinti le seguenti unità morfologi-che:

– Coni detritici spesso costituiti da frammenticalcarei prevalentemente attribuibili a falde detri-tiche stratificate provenienti prevalentemente dalmassiccio del Monte Albo. Tali depositi sono dif-fusi e abbondanti intorno agli affioramenti carto-natici del Mesozoico in tutta la regione delle Ba-ronie (PELLETIER, 1960; OZER & ULZEGA, 1984;CORDY & GINESU, 1995).

– Depositi di versante costituiti da elementischeggiosi provenienti dalla formazione calcareadel Monte Albo. Questa formazione è tipica delcostone sud orientale del Monte Albo, i depositiclastici costituiscono estese falde detritiche strati-ficate con i caratteri peculiari di queste formazio-ni (uniformità, maturità, assenza di cemento, stra-tificazione ecc…) situate al piede delle pareti delrilievo calcareo, talvolta appoggiate al versantecon debole inclinazione (15°-25°). Questi sedi-menti di origine crionivale sono particolarmenteabbondanti nelle Baronie di Orosei e Galtellì do-ve raggiungono spessori ragguardevoli (CORDY &GINESU, 1995; GINESU, PUSCEDDU & SIAS, 2005).

– Depositi a ciottoli e livelli di argille. Si trattadi alluvioni ciottolose e argille che affiorano inuna vasta area dalla periferia meridionale del pae-se di Siniscola fino a «Pranu d’Orviri» verso nord.Esse bordano la linea costiera , mantenendosi al-la distanza di 1 km da questa, verso est. Pur a ri-dosso dei rilievi calcarei i loro clasti sono costitui-ti esclusivamente da elementi provenienti dal ba-samento paleozoiche.

– Depositi clastici di coni alluvionali. Gli ele-menti che li costituiscono provengono anch’essidal basamento metamorfico ma mostrano un in-dice di arrotondamento incompatibile con l’azio-ne fluviale. La morfologia dell’affioramento nelsuo complesso fa pensare ad alluvioni per «cola-ta» allo sbocco di due valli in quella più ampia val-le del Siniscola. La natura siltoso argillosa dellamatrice, non stratificata e pessimamente classata,indica una maggiore complessità del processo de-posizionale per la presenza di «debris flow» e«mud flow».

– Sedimenti marini. I depositi marini sono benrappresentati da facies di «Panchina». Essa è benesposta a sud del cimitero di Posada. Questi sedi-menti sembrano giacere su alluvioni terrazzate dinatura fluviale, i cui ciottoli vengono spesso inglo-bati da una matrice carbonatica organogena.

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Poster 38

EVOLUZIONE RECENTE DELLA PIANA COSTIERADI SINISCOLA (SARDEGNA CENTRO ORIENTALE)

Ginesu Sergio & Pala Maria ElenaUniversità degli Studi di Sassari, Istituto Scienze Geologico Mineralogiche, Corso Angjoi 10, 07100 Sassari (Italy) [email protected]


Comprendiamo tra i sedimenti di natura marinaanche quelli di ambiente paralico non visibili inaffioramento, ma comunque costituiti da «sabbiee argille nerastre» che occupano una vasta area aPranu d’Orviri, situato a 5 km a est dall’attuale co-sta verso l’interno.

– Alluvioni terrazzate antiche. I terrazzi fluvia-li occupano discrete estensioni soprattutto nelleparti più interne delle due pianure, quando que-ste sfumano nei fondi valle dei corsi d’acqua. NelRio Posada è stato possibile riconoscere un terraz-zo posto ad una quota di circa 8 m sull’attuale li-vello del fiume.

Questo terrazzo in cui si alternano livelli sab-biosi e ciottolosi si segue con continuità. Le sab-bie presentano nella parte più superficiale, in re-gione Sue Mattiu, un certo arrossamento. Al ter-razzo può essere attribuibile un’età compresa nel-l’interglaciale Riss-Wurm. Un terrazzo a naturaesclusivamente ciottolosa, correlabile con questo,si osserva anche sul Rio Siniscola nel tratto di fiu-

me che va da Murtas fino a Fruncu e Oche.– Più vasti e ben rappresentati in entrambi i

bacini fluviali sono i terrazzi posti ad una quotache varia con continuità dai 30 m, nell’interno, auna dozzina di metri in prossimità della costa. Laloro età e attribuibile dal confronto tra le variequote di riferimento, si sta tuttavia ricercando unapossibile correlazione con i depositi lungo costa.L’ubicazione dei terrazzi lungo la valle del Posadaconsente una verosimile ricostruzione del paleoal-veo del corso d’acqua nel periodo relativo alla lo-ro deposizione. È possibile ipotizzare che il fiumeavesse un ampio meandro aggirando il rilievo diPedrialvu.

Depositi olocenici. Tra questi sedimenti quellidi gran lunga più rappresentati sono le sabbie deicordoni litorali e dei campi dunari che delimitanoa est le pianure in questione. Queste sabbie sem-pre ben classate e risultano dal complesso proces-so di accumulo che nell’area in studio è domina-to dai venti di nord e nord est.

125

FIGURA 1 - Limite degli alberi (linee continue), limite potenziale degli alberi (tratteggio a quadretti) e limite della specie(tratteggio a punti) in due tessere di vegetazione: si noti la presenza di falde di detrito nella tesserea di destra,che limitano la quota e la dinamica della vegetazione arborea (Area Gemelli, Cima del Becco, 2507 m s.l.m.).


no verificati episodi alluvionali disastrosi.

Bibliografia

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126

Al fine di considerare l’evoluzione recente della costa si è verificata la dinamica in atto eseguendoprelievi lungo le spiagge a ridosso delle piane e verificando lo stato di equilibrio dei corpi dunari pre-senti. È emersa una situazione di generale disequilibrio di tali litorali sabbiosi e delle porzioni di duneche si affacciano direttamente sulla spiaggia. Anche nei casi dove il litorale si mostra progredante emer-ge il progressivo degrado delle dune che forniscono la quantità di sabbia per ripascere la porzione per-duta.

Il lavoro fornisce un quadro più ampio e dettagliato della costituzione e della formazione di questemodeste piane che acquistano una notevole importanza economica per le limitate comunità che vi abi-tano. L’evoluzione stessa di queste piane solcate da corsi d’acqua a regime torrentizio si rivela nei de-positi presenti all’interno della pianura dove si trovano anche episodi estremi che ricorrono in mododisastroso lungo tutto il margine orientale dell’isola dove, nel corso dello scorso dicembre 2004 si so-


Durante l’intervallo Messiniano-Pleistocene, sisono avuti a più riprese movimenti tettonici dis-giuntivi nell’area di Orosei e Galtellì che hannointeressato il rilievo del Monte Tuttavista e dell’in-tera regione. Fasi di relativa stasi si sono alterna-te con altre, durante le quali si sono avuti movi-menti relativi tra le varie formazioni presenti. Ladinamica di questi eventi è riconoscibile sia attra-verso lo studio di alcune paleosuperfici che dall’a-nalisi delle morfologie carsiche, di quelle costieree della piattaforma continentale.

A partire da 3,5 milioni di anni si è avuto ungenerale sollevamento dell’area confermato ancheda dati morfometrici durante il Pleistocene supe-

riore. Da questi dati emerge che l’assise carbona-tica del Mesozoico nel Golfo di Orosei è bascula-ta verso sud con un asse centrale che ricade, gros-somodo, al centro dell’insenatura. Questo fattodetermina un maggiore sollevamento verso nord,dove, alla fine del complesso calcareo, si trova ilrilievo del Monte Tuttavista. Il progressivo solle-vamento ha creato situazioni di disequilibrio facil-mente riscontrabili nei depositi recenti che fannocorona all’intero rilievo. Tali depositi costituiti inprevalenza da pediments d’accumulo con aggre-gati poco maturi di ciottoli scheggiosi (tipo faldedetritiche stratificate) che costituiscono antichiprofili di versante osservabili in particolare lungo

127

Poster 39

MOVIMENTI RECENTI E DEPOSITI DETRITICI NEL MONTE TUTTAVISTA (BARONIE, SARDEGNA CENTRO ORIENTALE)

Ginesu Sergio, Pusceddu Elisabetta & Sias StefaniaUniversità degli Studi di Sassari, Istituto Scienze Geologico Mineralogiche, Corso Angjoi 10, 07100 Sassari (Italy) [email protected], [email protected], [email protected]

FIGURA 1 - Immagine composita in cui sono evidenti learee di progradazione (1, 2, 3 e 4) dell'ap-parato di foce del Fiume Fortore. Le zone cerchiate individuano situazioni analoghe diprogradazione ad opera di immissari mi-nori.

FIGURA 2 - Immagine in falso colore RGB = 321 del 2000in cui sono evidenziate le variazioni della lineadi costa del lago artificiale nel periodo 1999-2001 connesse alle progradazioni deltizie inne-scate dai processi sedimentari alla foce degli im-missari fluviali.


la valle del Fiume Cedrino, dove sono resi insta-bili dall’intenso processo erosivo del fiume cha hadeterminato anche l’imponente inversione del ri-lievo lungo le colate basaltiche del Pliocene medioe superiore. La porzione di rilievo che domina l’a-bitato di Galtellì mostra evidenti segni di perico-lo per la notevole frammentazione del basamento(qui costituito anche da vulcaniti argillificate delPermiano) e per la discontinuità delle coperturepleistoceniche e tardo plioceniche. Importantimovimenti di frana sono stati oggetto di studio an-che nel versante sud occidentale del rilievo calca-reo del M.te Albo (DIENI & MASSARI, 1971), situa-

to poco più a settentrione, dove si osservano epi-sodi gravitativi attribuibili all’inizio del Pleistoce-ne, durante il Gunz e durante il Riss.

Per la rilevante dimensione delle masse coin-volte questi episodi possono essere identificati co-me deformazioni gravitative profonde di versanteche hanno interessato anche il settore settentrio-nale del Monte Tuttavista, soggetto al maggior sol-levamento.

Il versante esposto ad est e quello meridionalesono concordanti con il generale assetto di questicalcari che mostrano una inclinazione verso est dicirca 35°/40°; tutto il sistema carsico ha subito

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nuità fino al Pleistocene superiore, anche le varia-zioni nello schema della rete idrografica eviden-zia un possibile intervento della tettonica. Sulversante meridionale, al contatto con i basaltipliocenici si possono osservare le incisioni regres-sive del corso d’acqua progressivamente spostateverso sud con i concordanti coni detritici posti inappoggio al versante calcareo del Monte Tuttavi-sta.

Le colate basaltiche riferibili al Pliocene finale(sono presenti circa 60 centri di emissione in unarco di tempo di 2 milioni di anni, nel Pliocene)hanno spesso conservato le superfici erosionali delPliocene impostatesi sul paesaggio carsico e sulleforme ipogeiche (GINESU & PUSCEDDU, 1999) edocumentano un sollevamento di questa zona dicirca 25-30 m nel corso degli ultimi 2 milioni dianni.

Anche durante il Tirreniano l’area è stata sog-getta a movimenti modesti e comunque organicialle coste sud orientali dell’isola, anche se nel gol-fo di Orosei il solco di battente dell’interglacialeRiss-Wurm ha subito un movimento basculatorioda nord verso sud; lungo i 25 km della falesia cal-carea si registra una differenza di 2,35 m tra laparte settentrionale e quella meridionale. Il tassodi sollevamento riscontrato nella fascia settentrio-nale è stato valutato in 3 cm ogni 1000 anni (CA-ROBENE, 1978) e ciò confermerebbe un interven-to costante dei movimenti di riequilibrio isostati-co in tutta la costa centro orientale dell’isola.

La periodicità di fenomeni sismici riscontratinel corso degli ultimi anni lungo le coste nordorientali della Sardegna, a nostro avviso attribui-bili ai movimenti della catena montuosa sommer-sa dei Monti delle Baronie (a circa 25 miglia ma-

129

una influenza decisa nella circolazione idrica sotterranea (GINESU & CORDY, 1995; GINESU & PUSCED-DU, 1999). Proprio le morfologie ipogeiche hanno consentito una fedele ricostruzione degli eventi mor-foclimatici che hanno interessato l’area e la possibile attribuzione cronologica dei cicli carsici (GINESU

& CORDY, 1995) grazie ai numerosi depositi fossiliferi del Pleistocene e agli episodi effusivi del ciclobasaltico plio-quaternario (BECCALUVA et al., 1981).

La presenza dei vari depositi clastici all’interno delle cavità carsiche ha permesso di ricostruire l’e-voluzione geomorfologia dell’intero territorio in particolare la presenza di elementi provenienti dallepotenti falde detritiche stratificate permette l’individuazione dei cicli carsici attribuibili al Pleistocenesuperiore. Questi depositi attribuibili agli ultimi eventi arido freddi del Pleistocene superiore sono quirappresentati da coltri di spessore significativo (25 metri di esposizione nel fronte della cava «Scancel-la» presso il polo estrattivo di Canale Longu presso Orosei) che sono ingiustificabili rispetto alle situa-zioni presenti nelle zone limitrofe.

Il motivo di tali spessori può essere attribuito a una attività neotettonica manifestatasi con conti-


cenico della Sardegna nord occidentale. Scala1:50.000. L.A.C., Firenze.

GINESU S. & CORDY J.M. (1995), Il Monte Tuttavista(Orosei - Galtellì). I riempimenti carsici e la scoper-ta delle nuove specie del Pleistocene. 1-48. Ed. Pod-dighe. Sassari.

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Poster 40

INDIZI DI TETTONICA RECENTEIN CAVITÀ CARSICHE

DELLA MURGIA MERIDIONALE(PUGLIA)

Iurilli V.1, Mastronuzzi Giuseppe2, PalmentolaG.2 & Selleri Gianluca3

1 Dottorato in Geomorfologia e Dinamica Ambientale,Università degli Studi di Bari, Dipartimento di Geolo-gia e Geofisica, Via Orabona 4, 70125 Bari (Italy) - [email protected]

2 Università degli Studi di Bari Dipartimento di Geologiae Geofisica, Via Orabona 4, 70125 Bari (Italy)[email protected]

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rine al largo della costa orientale) che rappresentano un pilastro orientale del grande graben sommer-so al limite della piattaforma (ULZEGA et al., 1988), è anche una conferma che tali movimenti sono tut-tora in atto (nel 1998, nel 2002, nel 2004 e in particolare nel 2000 con un evento percepito da tutta lapopolazione) con una ricorrenza di circa 2 anni.

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BECCALUVA L., DERIU M., MACCIOTTA G. & SAVELLI C. (1981), Carta Geopetrografica del vulcanismo plio-pleisto-

FIGURE 1, 2 - Cordone litoraneo sormontato da dune.


3 Università degli Studi di Lecce, Dipartimento di Scien-za dei Materiali, Via per Arnesano, 73100 Lecce (Italy) [email protected]

L’evidenza della registrazione di eventi tettoni-ci negli speleotemi (cfr. FORTI & POSTPISCHL,1984) ha indotto a progettare uno studio detta-gliato delle forme carsiche ipogee della Puglia. Es-so prevede differenti fasi di approccio:1) ricognizione delle cavità che si aprono nei tre

distretti carsici della Regione: il Gargano, leMurge ed il Salento;

2) individuazione di indizi di movimenti recentiregistrati negli speleotemi;

3) monitoraggio di alcune cavità, da scegliere an-che in relazione ai loro rapporti con le princi-pali forme epigee.Durante la prima parte della ricerca l’attenzio-

ne è stata rivolta alle cavità dell’altopiano murgia-no. Questo settore dell’avampaese apulo è il piùvicino alle strutture appenniniche esterne e con-serva le tracce di una morfogenesi carsica polici-clica cominciata probabilmente nel Terziario(GRASSI et al., 1982). L’altopiano è delimitato dafaglie di importanza regionale che danno luogo ascarpate più o meno degradate sul lato nord-orientale e sud-occidentale; sul lato sud-orienta-le invece si raccorda con la Piana brindisina attra-verso un complesso di superfici disposte a gradi-

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FIGURA 3 - Cordone litoraneo sormontato da dune.


nata. Questo settore dell’avampaese è ritenuto insollevamento dalla fine del Pleistocene inferiore,quando si è interrotta la migrazione verso Est del-l’orogene appenninico.

Nella prima fase di attività sono stati individua-ti gli indizi di tettonica recente in alcune cavità (almomento 7) nei pressi di Altamura (BA) nelleMurge nord-occidentali, lungo la scarpata mur-giana adriatica presso Ostuni (BR) e nelle Murgemeridionali, in prossimità della Soglia Messapica.Tutte le cavità si sviluppano in seno alle unità delCretaceo Superiore facenti parte Gruppo dei Cal-cari delle Murge. Le grotte altamurane si colloca-no in prossimità di una delle zone epicentrali deisismi murgiani (1988, Altamura) di recente rileva-zione (DEL GAUDIO et al., 2004).

Sono stati osservati elementi diagnostici, comedisallineamento tra stalattiti e stalagmiti, anoma-

lie di accrescimento, dislocazioni e fratture deglispeleotemi. già altrove correlati ad attività tettoni-ca o sismica (POSTPISCHL et al., 1991; BRUNO &SGOBBA, 1993). Le strutture rilevate interessanotanto speleotemi di piccole dimensioni che impo-nenti strutture colonnari con diametro sino ai 5-6m. Nel corso della ricerca è stato effettuato ancheil confronto tra i dati strutturali rilevati sui calca-ri mesozoici affioranti nelle cavità e quelli rilevatisulle unità affioranti all’esterno; in particolare lun-go il lato adriatico delle Murge si sta cercando dicorrelare i dati rilevati in grotta con le strutturedisgiuntive che interessano i depositi riferibili alTirreniano ed alcune forme di cripto-carso datateal passaggio Pleistocene medio – Pleistocene su-periore presenti lungo costa (MARSICO et al.,2003). In quest’ultimo settore, le direzioni dellegallerie dei sistemi studiati, i sistemi di giunti rile-

132

FIGURA 4

I depositi dei cordoni delle paleo-spiagge del litorale di Jesolo, modellati dall'azione eolica, sono oggi completamente stabilizzati dal-la copertura vegetale delle pinete e dall'azione antropica con insediamenti balneari turistici e infrastrutture viarie.La fascia delle spiagge che costituiscono l'attuale Lido di Jesolo rappresenta l'ultimo cordone litoraneo che si salda a quel-li più antichi formatisi ad opera dell'azione del mare sui depositi trasportati dal ramo fluviale della Piave Vecchia e ripre-si dall'azione eolica. Nella foto aerea del Volo GAI del 1954 appare ancora nella sua interezza l'area lagunare paludosa re-trodunare della Valle Vecchia con i primi tentativi di bonifica.La carta tecnica mostra invece come una vasta area sia sta-ta oggi completamente modificata e bonificata da un diffuso sistema di drenaggi.


ta le possibilità di una rigorosa e precisa ricostru-zione degli eventi tettonici.

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Poster 41

ASPETTI DELL’IMPATTO AN-TROPICO SULL’AMBIENTE

DELLE VALLI DOLOMITICHE: ILCASO DELLA VAL GIUMELA(VERSANTE ORIENTALE DEL-

L’ALTA VAL DI FASSA)

Laureti LambertoUniversità degli Studi di Pavia, Dipartimento di Scienzedella Terra, Via Ferrata 1, 27100 Pavia (Italy) [email protected]

133

vati, nonché alcune dislocazioni degli speleotemi (fig. 1), si concentrano lungo la direzione ONO-ESE,che corrisponde anche all’allungamento di discontinuità generate alla fine del secondario (Luperto Sin-ni & Borgomano, 1989); ciò confermerebbe la funzione delle vecchie discontinuità nella trasmissionedegli sforzi prodotti successivamente e fino a tempi anche molto recenti.

Nella grotta di Nove Casedde, situata presso il ciglio della scarpata che raccorda l’altopiano mur-giano all’arco ionico tarantino, la datazione col metodo U/Th di una prima serie di campioni (fig. 2),provenienti da una frattura beante che taglia un imponenete complesso stalatto-stalagmitico, attribui-sce un’età di 240 Ka alle concrezioni post-frattura.

Da questi primi risultati sono state ricavate indicazioni di attività tettonica recente in alcuni settorichiave dell’avampaese apulo. Si è ottenuta inoltre una conferma della applicabilità dei metodi utilizza-ti in un ambiente, come quello murgiano, dove l’assenza di frequenti e precisi marker stratigrafici limi-

FIGURA 1


Di tutte le regioni alpine quella dolomitica ècertamente la più nota turisticamente e quindi lapiù frequentata, sia durante la stagione estiva chein quella invernale. Di conseguenza particolar-mente elevate sono le potenzialità dell’impattoantropico in una regione come questa che si di-stingue per la particolare fragilità dei suoi equili-bri ambientali, specialmente relativi alle zone dimedia e alta montagna dove, grazie anche all’arti-colazione e al raffittimento delle vie d’accesso, as-

sai forte per il turista medio è il richiamo di unacrescente disponibilità di invitanti strutture ricet-tive e sportive. A ciò si aggiunga che annualmen-te oltre 3 milioni di escursionisti frequentino i ri-fugi e i bivacchi delle Alpi italiane e quindi le re-lative zone di alta quota da essi raggiungibili: sitratta di un vero e proprio «esercito» non sempredotato di quella sensibilità e di quella preparazio-ne necessarie per affrontare e per convivere conun ambiente per molti versi ancora completamen-te naturale.

Un esempio emblematico di tale situazione etendenza è rappresentato dalla Val Giumela, unmodesto ma pittoresco bacino torrentizio che siapre sul versante orientale dell’alta Val di Fassa,tra Pozza e Canazei, da cui si risale all’Alpe Ciam-pàc a specchio della Marmolada. I suoi caratterigeomorfologici si distinguono per la prevalentemorbidezza delle forme, modellate come sono sudepositi vulcanici (lave e piroclastiti) di età ladini-ca compresi tra la formazione di San Cassiano e laDolomia del Serla sulla quale si appoggiano congiacitura in genere concordante. La loro deposi-zione è avvenuta in ambiente sottomarino comerivelano numerosi affioramenti di pillow lavas di

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FIGURA 2


neralmente rivestito da compatte e uniformi pec-cete che si spingono fino ai 1800-1900 metri diquota per diradarsi e lasciare spazio ad aperti rag-gruppamenti di pino cembro e a vaste e ondulatepraterie di festuceti e nardeti. È questa la zona deipascoli (un tempo soggetti a sfalcio per la raccol-ta di foraggio che veniva conservato in appositifienili di cui restano ancora numerosi esemplari)che si stende tra i 1800 e 2400 metri di quota e do-ve ha avuto larga diffusione la pratica dell’alpeg-gio che ha contribuito, fino a tempi abbastanza re-centi, a mantenere discrete condizioni economi-che e di popolamento in questa come in altre val-late alpine. Non mancano, nelle incisioni piùriparate e umide, anche arbusteti di ontano verdecui fanno seguito, oltre i 2000 metri di quota, este-se coperture di Rhododendrum ferrugineum. Ilsubstrato acido che caratterizza tutta l’area dei pa-scoli alti, relativo alla prevalenza di depositi a do-minante composizione basaltica, ha inoltre favori-to lo sviluppo di una flora particolarmente diver-sificata e assai ricca di specie (circa 400), con nu-merosi endemismi (tra cui una rara specie dimuschio, il Botrychium simplex, noto in Italia so-lo nella Val Giumela e perciò incluso dall’UnioneEuropea tra le «specie animali e vegetali di inte-resse comunitario») che ne dimostrano la peculia-rità e di conseguenza l’opportunità che un simileambiente conservi la sua sostanziale integrità.

Ancora fino a un paio d’anni fa la Val Giume-la poteva considerarsi immune da quelle modifi-cazioni ambientali (che hanno fatto sì la fortunaeconomica di altri distretti dolomitici, ma a prez-zo di notevoli alterazioni paesaggistiche) e non-ostante che assai frequentati impianti di risalita neavessero già raggiunto i suoi limiti, come le funi-vie del Buffaure (che risale da Pozza di Fassa) edel Ciampàc (che risale da Penia di Canazei percollegarsi alla seggiovia che porta alla Sella di Bru-néch, 2418 m). Tuttavia la ferma opposizione de-gli ambientalisti locali non ha potuto impedire che

un progetto, avanzato da parte degli amministra-tori provinciali su sollecitazione di potenti interes-si economici legati al turismo invernale, vedesse lasua pratica applicazione con la costruzione di unaserie di impianti che oggi collegano direttamentele due funivie che si arroccavano da Pozza di Fas-sa e da Penia.

Al di là delle evidenti manomissioni del pae-saggio naturale (conseguente all’inserimento dielementi estranei ad esso come i piloni degli im-pianti a fune con le relative stazioni terminali e imovimenti di terra che per esso sono stati neces-sari, unitamente all’asportazione della sottile coti-ca erbosa, già sottoposta, sui versanti prativi, al lo-gorio del pascolo bovino di cui si osservano tutto-ra le tipiche tracce) anche i suoi valori estetici nerisultano irreversibilmente stravolti. I prossimi an-ni, infine, ci diranno quali saranno le conseguen-ze di questo ulteriore impatto, considerando che,in periodi di scarso innevamento, per mantenereattive le nuove piste si dovrà ricorrere ai ben notimetodi artificiali, mentre, specialmente nella sta-gione estiva, aumenterà sensibilmente la frequen-za dell’escursionismo selvaggio e sicuramente al-tri vecchi fienili saranno trasformati, come già ve-rificatosi, in confortevoli chalets.

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135

tipo latitico-andesitico e latitico-basaltico (chiaramente osservabili nel settore inferiore della Val Giu-mela e sullo sperone del Buffaure che la separa dalla contigua valle di San Nicolò) alternate a brecce eaccumuli di frane sottomarine ad elementi grossolani della serie triassica medio-inferiore (»agglomera-ti ladinici» e «tufi basali» Auct.). Verso l’interno la Val Giumela appare sovrastata dall’imponente rilie-vo del Collaccio (2715 m), scolpito nel calcare ladinico della Marmolada a dominare la conca del Ciam-pàc (2200 m) che ospita anche evidenti testimonianze dell’azione del glacialismo quaternario, ben ri-conoscibili in pur modesti accumuli morenici, mentre lungo i versanti della piccola adiacente Val Cre-pa e della stessa Val Giumela l’idrografia postglaciale ha inoltre contribuito a depositare più o menosottili veli alluvionali, ma anche ad incidere, specialmente alle quote inferiori, profonde e articolate for-re torrentizie.

Ma più che l’assetto geomorfologico è il paesaggio vegetale l’elemento fisico che caratterizza e ren-de peculiare l’ambiente naturale della Val Giumela e delle aree circostanti. Il loro settore basale è ge-


suoi aspetti naturali: Cenni geologici, minerali, oro-grafia, idrografia. Istituto Elvetico per la ricercascientifica, Tipografia Melchiorri, Pesaro, 1-134.

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Poster 42

DINAMICA ALTITUDINALE DEL-LA VEGETAZIONE ARBOREA

IN RISPOSTA A FATTORI MOR-FOLOGICI, ANTROPICI E CLI-

MATICI: L’ESEMPIO DELL’ALTAVAL BREMBANA (BG)

Leonelli Giovanni & Pelfini ManuelaUniversità degli Studi di Milano, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Via Mangiagalli 33, 20133 Milano (Italy) [email protected], [email protected]

136


Gemelli» e «area Calvi», che hanno caratteristi-che climatiche, vegetazionali, morfologiche e diutilizzo del territorio simili tra loro. In entrambele aree il limite degli alberi è determinato dal la-rice (Larix decidua Miller), la specie arborea do-minante, e si presenta frammentato sul territorioin funzione del fattore limitante principale (cli-matico, geomorfologico o antropico). Al fine distudiare la dinamica altitudinale, si sono definitedelle «tessere di vegetazione», comprendenti tut-ti gli alberi soprastanti e sottostanti il limite deglialberi considerato e per ogni tessera si è effettua-to un censimento a distanza, rilevando per cia-scun albero, altezza, diametro alla base, porta-mento, quota, esposizione, caratteristiche delsubstrato nel suo intorno.

Sono stati censiti 2045 larici nell’area Gemel-li e 1496 nell’area Calvi, per un totale di 3541 al-beri. Dallo studio dei versanti, nell’area Gemelliin totale risultano 8 tessere controllate maggior-mente nella loro quota massima da elementi mor-fologici del territorio (macereti di frana, affiora-menti in roccia, falde detritiche) e topografici(crinali, altitudine delle vette), 7 condizionatemaggiormente dalle attività antropiche (essenzial-mente il pascolo d’altura e il taglio attivo), ed 1in cui l’influenza geomorfologica e antropica so-

no praticamente assenti ed è quindi presente unadinamica di vegetazione più collegabile alla solainfluenza del clima. In totale nell’area Calvi si so-no riscontrate 4 tessere maggiormente controlla-te dalla morfologia del territorio e 4 dalle attivitàantropiche.

Nelle due aree, le tessere più interessate dall’at-tività antropica mostrano valori di assolazione re-lativa pari a –2%, mentre quelle limitate dallamorfologia del territorio mostrano valori pari a–30%, confermando che le zone interessate da pa-scolo sono quelle con migliore esposizione. Per letessere di vegetazione disturbate dalle attività an-tropiche, le percentuali di alberi che vivono susubstrato roccioso sono intorno al 15% nell’areaGemelli ed al 35% circa nell’area Calvi. Nelle tes-sere di vegetazione controllate dalla morfologiadel territorio, gli alberi che vivono su substratoroccioso aumentano a circa il 40% nell’area Ge-melli e quasi al 60% nell’area Calvi, ad indicarecome in corrispondenza di un limite geomorfolo-gico, una maggiore porzione di alberi cresca susubstrati molto sfavorevoli.

Nella porzione di territorio meno interessatada disturbo antropico e priva di limitazioni geo-morfologiche o topografiche sulla dinamica altitu-dinale, è stata calcolata la quota del limite poten-

137

Il limite superiore degli alberi (tree-line) è una componente fondamentale dell’organizzazione e delfunzionamento degli ecosistemi d’altitudine, ed è molto sensibile alle variazioni climatiche e ambien-tali che ne possono influire direttamente la quota e la struttura (KÖRNER, 1998). Dalla fine della Pic-cola Età Glaciale, si è registrato globalmente un innalzamento in quota delle tree-line in seguito al dif-fuso riscaldamento climatico in at-to. A livello locale tuttavia altri fattori possono giocare un ruolo anche più importante di quello cli-matico (DIDIER & BRUN 1998). Nella presen-te ricerca si è svolta un’analisi a scala di sito (1:10.000), al fine di individuare i fattori che giocano unruolo determinante sulla quota e sulla dinamica altitudinale del limite degli alberi ed i loro effetti infunzione di morfologia e topografia del territorio e delle attività antropiche. L’area analizzata compren-de due valli nel settore orientale dell’alta Val Brembana (Alpi Orobie Bergamasche, BG), definite «area


ni climatiche migliori, il limite degli alberi non po-trebbe variare di quota in quanto gli alberi non ri-uscirebbero ad insediarsi su substrati troppo sfa-vorevoli. Le attività antropiche possono anch’es-se avere un’influenza maggiore del clima e deter-minano quota e dinamica del limite degli alberi infunzione delle necessità di utilizzo del territorio.

Bibliografia

BARTORELLI U. (1965), L’assolazione. Pubblicazionidell’Accademia Italiana di Scienze Forestali, Fi-renze.

DIDIER L. & BRUN J.-J. (1998), Limite supraforestièreet changements environmentaux: pour une approcheplus spatialisée des écosystèmes d’altitude. Géogra-phie physique et Quaternaire. vol. 52, no 2.

KÖRNER C. (1998), A re-assesment of high elevationtree line positions and their explanation. Oecologia115, 445-459.

Poster 43

STUDIO INTEGRATO DEI CAMI-NI DI DISSOLUZIONE

CARSICA DI ROCA VECCHIA(SALENTO ORIENTALE)

Leucci Giovanni, Sansò Paolo & Selleri Gianlu-ca1

1 Osservatorio di Chimica, Fisica e Geologia Ambientali,Dipartimento di Scienza dei Materiali, Università diLecce Via per Arnesano, 73100 Lecce (Italy) [email protected]

138

ziale della vegetazione arborea (definito dalla quota massima di alberi non disturbati alti meno di 3 m):2290 m s.l.m. (area Gemelli). I tratti continui di limiti degli alberi, nelle due aree, presentano quotemassime che si discostano dal limite potenziale calcolato: i limiti geomorfologici risultano essere me-diamente più bassi di –120 m (area Gemelli) e –130 m (area Calvi); quelli condizionati dalle attività an-tropiche, sono mediamente più bassi di –145 m (area Gemelli) e di –175 m (area Calvi). È evidente co-me gli alberi crescano a quote ben inferiori alle potenzialità della specie espresse nell’area di studio(2290 m).

Inoltre va sottolineata la compressione della dinamica altitudinale della vegetazione di alcune tesse-re: in pochi metri di dislivello si passa dal limite della specie (definito dalla quota massima raggiuntada un albero vivente della specie) al limite degli alberi (definito dalla quota massima degli alberi più al-ti di 3 m) (fig. 1).

Dai risultati ottenuti si evince che in questa porzione periferica dell’arco alpino i controlli geomor-fologico, topografico ed antropico risultano molto importanti nel determinare la quota e la dinamicadi vegetazione del limite degli alberi. Il controllo morfologico impedisce una libera variazione di quo-ta del limite degli alberi ed influenza fortemente anche la dinamica di vegetazione; anche in condizio-


calcarenitico attraverso la rete di fratture sarebbestata rallentata o inibita per la impermeabilizza-zione dei sistemi di frattura in seguito alla forma-zione di riempimenti di calcite. Questa condizio-ne avrebbe promosso i processi di cripto-soluzio-ne e la formazione dei camini di dissoluzione.

Poster 44

VARIAZIONI GEOMORFOLOGI-CHE RAPIDE DELL’ASSETTODEL LAGO DI OCCHITO (PU-

GLIA)DESUNTE MEDIANTE TECNI-CHE DI TELERILEVAMENTO

Lo Curzio Sergio1 & Valente Alessio1

1 Università degli Studi del Sannio, Dipartimento di Stu-di Geologici e Ambientali, Via Port’Arsa 11, 82100 Be-nevento (Italy) - [email protected], [email protected]

139

È stato condotto uno studio integrato di carattere geomorfologico e geofisico sui camini di disso-luzione carsica esposti a Roca Vecchia, nel Salento orientale (Puglia). I camini di dissoluzione si sonoformati per processi di cripto-soluzione, hanno forme cilindrica; sono sviluppati in profondità media-mente 2 metri. Il diametro del profilo trasversale di queste forme in corrispondenza della superficietopografica è mediamente compreso tra 0.5 e 1 metro. Lo studio integrato ha messo in evidenza chele i camini di dissoluzione non sono distribuiti casualmente ma esistono aree con forme aventi carat-teri omogenei. Attraverso l’indagine geofisica è stata rilevato in seno all’ammasso roccioso una aniso-tropia marcata dall’allineamento delle zone di maggiore scattering dell’energia elettromagnetica. Tut-tavia, la presenza di numerosi camini con profilo trasversale circolare o per i quali il valore del rap-porto asse maggiore/asse minore del profilo trasversale è generalmente prossimo ad 1, lascerebberopresupporre una condizione di sostanziale isotropia in seno all’ammasso roccioso durante l’intervallodi tempo in cui sono stati attivi i processi di cripto-soluzione (fine Pleistocene medio - inizio Pleisto-cene superiore). Durante questo periodo inoltre la infiltrazione delle soluzioni acquose nel substrato


Vengono presentati i primi risultati di un’ana-lisi geoambientale finalizzata alla valutazione del-le modificazioni geomorfologiche di un bacino ar-tificiale, il lago di Occhito, posto al confine tra leprovince di Benevento, Foggia e Campobasso.L’analisi è stata condotta integrando dati satellita-ri multitemporali con quelli desunti da ortofoto edocumenti cartografici, gestiti in ambiente GIS. Irisultati conseguiti hanno evidenziato che nel pe-riodo 1999-2001 l’area lacustre ha subito profon-de modificazioni geomorfologiche della linea dicosta con evidente restrizione perimetrale dovutaalla crescita progradazionale degli apparati di fo-ce dei principali immissari del lago, di cui il prin-cipale è il Fiume Fortore. Queste modificazionigeoambientali dell’area bacinale in tempi così bre-vi rappresentano un sicuro elemento di pericolo-sità che inficia, a causa del rapido interrimento, ilfunzionamento del sistema-diga con conseguentigravi ripercussioni socio-economiche.

Bibliografia

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DERMANIS A., BIAGI L. (2002), Telerilevamento. Infor-mazione territoriale mediante immagini da satellite,Casa Editrice Ambrosiana, Milano, 1-279.

140

FIGURA 1 - Legenda: 1) areanarie e marne (Miocene); 2) complesso deltizio a limi, argille e sabbie in lenti (Pleistocenemedio; 3) ghiaie alluvionali (Pleistocene medio); 4a/4b) sabbile, arenarie conglomeratiche a Strombus b. (Plei-stocene sup.- Stadio 5); 5b) ghiaie alluvionali (Pleistocen e sup. – Stadio 2) ; 6a,b,c,d,) colmata a sabbie, limie torbe (Pleistocene sup.- Olocene).


Poster 45

EVOLUZIONE RECENTE DEIPROCESSI GEOMORFICI IN AT-

TONEL PAESAGGIO COLLINARE A

SUD DI FIRENZE, IN CONSE-GUENZA DI MODIFICAZIONI

DEI SISTEMI DI AGRICOLTURA

Lombardi Luca1, Maerker Michael1, PelacaniSamanta1, Rodolfi Giuliano1 & Ungano

Fabrizio2

1 Università degli Studi di Firenze, Dipartimento di Scien-

za della Terra e Nutrizione della Pianta, P.le Cascine 15,50144 Firenze (Italy) - [email protected], [email protected]

2 CNR IRPI Pedologia Applicata, Firenze (Italy)

141


di Wischmeier) sono stati raccolti 98 campioni se-condo il metodo stratified random sampling. I ri-sultati hanno indicato che l’erodibilità dei suolivaria da 0,025 a 0,044 Mg ha h MJ-1ha-1 mm; si tratta quindi di suoli caratterizzati daerodibilità bassa o moderatamente bassa, con unadistribuzione sul territorio influenzata principal-mente dalla caratteristiche tessiturali e, seconda-riamente, dal contenuto in sostanza organica, asua volta profondamente influenzato dalla tipolo-gia di uso del suolo.

Poster 46

LE FORME DEL TERRENO VISTEDAL CIELO: IL VENETO.

ATLANTE GEOMORFOLOGICO

Lovat Roberto1, Schiavon Enrico2, Spagna Vale-rio3 & Toffoletto Federico2

1 Libero professionista - Via Roma 110 - 31010 Fregona(Treviso) (Italy)2 Regione Veneto, Servizio Geologia - Cannaregio 99 -

142

L’avvento della meccanizzazione, durante gli ultimi 50 anni, ha determinato considerevoli trasfor-mazioni nell’ambiente agrario collinare della Toscana Centrale. L’impianto dei vigneti mediante nuovetecniche colturali comporta intensi modellamenti del paesaggio effettuati con mezzi meccanici pesan-ti. Queste pratiche hanno determinato un aumento del rischio di frana e dell’erosione del suolo sia coneffetti on-site che off-site. Questo studio ha come obiettivo l’identificazione e la successiva modellizza-zione delle forme e dei processi erosivi in atto all’interno del bacino del torrente Orme, 30 km a sud diFirenze. Particolare attenzione è stata posta ai processi di erosione laminare e per rivoli e ai fenomenia grande scala, quali movimenti di massa, frane di crollo e frane rotazionali. Le aree in erosione e sog-gette a frane sono state identificate mediante le Unità di Risposta alla Erosione (ERU). Dall’applicazio-ne di questo modello è emerso che il 48,8% del territorio del bacino del Torrente Orme presenta unainstabilità geomorfologica da alta a molto alta. Fino a oggi i rimodellamenti delle pendici hanno inte-ressato il 15% della superficie del sottobacino rappresentativo. Per valutare il fattore di erodibilità (K


La Regione del Veneto ha in corso di elabora-zione un «Atlante aerofotografico» delle Unità edei lineamenti geomorfologici presenti nel pro-prio territorio in coerenza con i termini e il glos-sario del Quaderno n° 4 del Servizio GeologicoNazionale (APAT) per il rilevamento della Cartageomorfologica d’Italia alla scala 1:50.000.

Per prima in Italia, il Veneto ha rilevato confunzionari regionali e pubblicato a metà degli an-ni ’90 una Carta geomorfologica alla scala1:50.000, il Foglio n. 62 «Belluno», impiegando lalegenda contenuta in quella Guida al rilevamentogeomorfologico.

Per la verità la Guida riprende, essenzialmen-te, la Legenda dei simboli e delle Unità geomor-fologiche già proposta e pubblicata nel 1988 dal-

la Regione del Veneto.L’iniziativa editoriale ora intrapresa con l’At-

lante, del quale qui si presenta un saggio esplica-tivo, mette a disposizione dei geologi rilevatorisul terreno, ricercatori e professionisti che ope-rano nel Veneto (e altrove) e per ognuno dei ter-mini della legenda, un esempio significativo e di-dattico di forme del paesaggio naturale illustra-to da:– la simbologia grafica ufficiale ufficiale adottata

dalla Guida e rappresentata, con i colori deltratto ufficiali proposti, su stralci della CartaTecnica Regionale;

– una immagine fotografica ripresa da terra del fe-nomeno o processo naturale;

– una ripresa aerea verticale della forma prescel-

143

30121 Venezia (Italy)3 Libero professionista - Via Cristofori 20 - 35100 Padova (Italy)


nezia, del Delta Padano, della Laguna di Caorle,delle grandi valli fluviali dell’Adige, del Brenta,del Piave e del Tagliamento, delle Prealpi, delleDolomiti Bellunesi e di quelle Ampezzane.

Il vasto impiego delle immagini aeree utilizza-te nel volume valorizza, e fa conoscere, il patri-monio documentale delle riprese aeree storiche,come quelle riprese nel periodo bellico del 1943della R.A.F. (Royal Air Force) britannica, quelledel Volo GAI (IGMI) nel 1954 e 1955 e quellefatte eseguire per le esigenze della Carta TecnicaRegionale e per la pianificazione urbanistica eterritoriali in missioni diverse (dal 1978 al 2001)oltre ad immagini orbitali riprese dal Landsat odalla capsula spaziale Sojuz, tutto materiale inpossesso e messo a disposizione dalla Regione.

Bibliografia

SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE, Serie III Quadernon. 4 - 1994.

Copertura aerofotografica RAF (1943).Copertura aerofotografica GAI (IGMI 1954-55).Copertura aerofotografica voli regione veneto (1978-

2001).Immagini Landsat 5 - TM (1986).Immagini KFA 1000 ripresa dalla capsula spaziale So-

juz (1992).

144

ta e del paesaggio naturale all’intorno.Le forme descritte sono quelle esposte nella Guida al rilevamento e cioè fra quelle che sono state ri-

tenute le più significative per il territorio del Veneto alcune delle forme strutturali, di quelle di versan-te, fluviali, crionivali, glaciali, marine, antropiche ecc.

La scelta del tipo e della scala delle riprese è determinata dalle dimensioni degli oggetti a terra o deipaesaggi che si vogliono rappresentare con un particolare riferimento alle loro forme, alla natura delsubstrato geologico e alla loro evoluzione geomorfologica.

Si passano così in rassegna i paesaggi delle strutture geologiche e delle grandi fratture della crostaterrestre, come ad esempio quella che percorre la linea tettonica «giudicariense» parallela all’Alto Gar-da e che si congiunge con la linea «insubrica», i paesaggi dei Lessini, del Garda, delle Grandi Valli Ve-ronesi, dei Berici, dell’Alta Pianura, degli Euganei, del sistema fluviale Adige-Po, della Laguna di Ve-


Poster 47

CONCENTRAZIONE DI MOVI-MENTI DI MASSA DURANTE L’E-VENTO DEL 23 GIUGNO 2002 INVALSAVARENCHE (VAL D’AO-

STA)

Luino Fabio, Chiarle Marta & Audisio ChiaraConsiglio Nazionale delle Ricerche, IRPI, Sezione diTorino, Strada delle Cacce 73, 10135 Torino (Italy)[email protected]

145


metrico interessò in successione la Val di Cogne,la Valsavarenche ed infine la Val di Rhêmes. AEaux Rousses (Valsavarenche) in 35’ furono re-gistrati 11 mm di pioggia, 7 dei quali nei primi 7minuti dello scroscio: poiché la stazione è ubica-ta 3 km a monte dell’areale dove maggiormentesi concentrarono i fenomeni d’instabilità, è ra-gionevole supporre che nell’occhio del tempora-le la precipitazione sia stata ancora superiore. Laridotta spazialità di violenti scrosci di pioggia du-rante eventi estivi è d’altronde un fenomeno ab-bastanza comune: a tal riguardo si segnala che al-la stazione di Pont (4,3 km a monte di EauxRousses) non venne registrata alcuna precipita-zione.

I fenomeni d’instabilità più significativi siprodussero nella media Valsavarenche dove, traEaux Rousses (1700 m) e Bois-de-Clin (1410 m),gran parte dei tributari del T. Savara subironoun’attivazione più o meno accentuata, originan-do fenomeni di alluvionamento o erosione dicoltivi e una quindicina di interruzioni della stra-da regionale di fondovalle in un tratto di circa 7km (e ben 6 nello spazio di un solo chilometro).Più di 500 turisti rimasero bloccati nella parte al-ta della vallata, mentre alcune autovetture rima-sero intrappolate tra interruzioni stradali succes-sive, fortunatamente senza conseguenze per l’in-columità dei passeggeri.

Flussi iperconcentrati e, con maggior fre-quenza, colate detritiche torrentizie si sviluppa-rono in piccoli bacini idrografici, con aree com-prese tra 1,3 e 1,8 km2 e pendenza media del ca-nale tra 28° e 35°. Marcata sovraincisione del canale di deflusso, lobi e cordoni detritici, scor-tecciamento della vegetazione investita dal flus-so sono state le manifestazioni più frequente-mente osservate (fig. 1).

Data l’esigua ampiezza del fondovalle, le co-late più importanti interferirono con il corso delT. Savara, causandone talora il temporaneo sbar-ramento. Nel caso del T. Fouy è da sottolineare

la forza d’impatto esercitata sul ponte sul T. Sa-vara, ubicato immediatamente a valle della con-fluenza nel Savara stesso e trascinato per 35 m(fig. 2).

I casi descritti sono rappresentativi di una si-tuazione di pericolo comune nelle valli laterali al-pine, in particolare nel periodo estivo. Le difficol-tà e le incertezze che ancora sussistono in meritoall’identificazione del momento e del luogo in cuii fenomeni impulsivi di colata possono innescarsilungo la rete idrografica minore devono esseremotivo di stimolo e monito agli organi pianifica-tori che devono prestare massima attenzione perquesti processi, la cui pericolosità è legata in par-ticolare alla repentinità d’innesco, alle notevoli ve-locità e forza di impatto, ai cospicui volumi di ma-teriale solido mobilizzabili, a fronte delle dimen-sioni solitamente ridotte dei bacini coinvolti.

Bibliografia

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TROPEANO D., LUINO F. & TURCONI L. (2000), Eventoalluvionale del 14-15 ottobre nell’Italia Nord-Occi-dentale. Fenomeni ed effetti. GEAM, 37, 4, 203-216.

146

I bacini alpini con superficie sino a pochi chilometri quadrati rappresentano, durante eventi idro-logici intensi, una notevole fonte di pericolo, spesso sottostimato, in particolare se si raccordano afondivalle confinati tra ripidi versanti rocciosi. Le frane che s’innescano in questi bacini, per lo piùper fluidificazione della coltre superficiale, in condizioni particolari possono evolvere in rapide co-late torrentizie, in grado di percorrere rapidamente lunghe distanze, raggiungere densità elevatissi-me ed altezze considerevoli, sviluppando una grande forza d’impatto sulle strutture.

La sera del 23 giugno 2002, al termine di un periodo di alta pressione durato una decina di gior-ni e caratterizzato da temperature eccezionalmente elevate, l’arco alpino fu raggiunto da una pertur-bazione di origine atlantica associata a temporali violenti e localizzati. Le precipitazioni più cospicuesi concentrarono sui rilievi al confine italo-francese, estendendosi fino al Massiccio del Gran Para-diso, con isoterma zero attestata al di sopra di quota 3000 m. In quest’ultimo settore l’evento pluvio-


Poster 48

IL PAESAGGIO CARSICO DELLAPUGLIA MERIDIONALE

Marsico Antonella1 & Selleri Gianluca2

1 Università degli Studi di Bari, Dipartimento di Geolo-gia e Geofisica.2 Osservatorio di Chimica Fisica e Geologia Ambientale,

Università di Lecce, Dipartimento di Scienza dei Mate-r i a l [email protected]

Le Murge ed il Salento sono due fra le più este-se aree carsiche dell’Italia meridionale. Nel conte-sto geodinamico e strutturale del Bacino mediter-raneo questi settori rappresentano un ampio trat-to dell’avampaese apulo. La parte meridionale del-le Murge è un altopiano posto mediamente a 400metri di quota, delimitato a NE ed a SO da scar-pate di faglia più o meno degradate. A SE l’alto-piano si raccorda con la penisola salentina attra-verso un complesso di superfici disposte a gradi-nata. Questa penisola è un basso tavolato poco ar-ticolato altimetricamente per la presenza di estesesuperfici subpianeggianti, disposte a quote diffe-renti e normalmente allungate in direzione NO-

147


via, le forme di dimensioni maggiori, le più impo-nenti forme ipogee nonché le grandi doline dacrollo che caratterizzano l’altopiano sarebbero dietà quaternaria (BRUNO et al., 1995). Durante que-sto intervallo di tempo l’evoluzione del carso sa-rebbe stata condizionata da una tettonica distensi-va (GRASSI et al., 1982). Il paesaggio fisico del Sa-lento interno è caratterizzato da tre unità geomor-fologiche. Queste sono rappresentate: dall’insiemedei lembi riesumati ed in parte riattivati di una su-perficie carsica modellata tra la fine del ciclo sedi-mentario della Fossa bradanica ed i più antichi

eventi sedimentari riferibili al ciclo dei Depositimarini terrazzati (inizio del Pleistocene medio); daripiani di origine complessa in corrispondenza deiquali affiorano i Depositi marini terrazzati; da altimorfologico- strutturali dove affiorano prevalente-mente le unità calcareo-dolomitiche della piatta-forma apula (SELLERI, 2004). Le superfici carsichequaternarie sono poco articolate altimetricamentee sono caratterizzate dalla presenza di ampie de-pressioni di forma complessa e di doline general-mente poco profonde perché colmate sino alla so-glia da depositi del Pleistocene medio. Le doline

148

SE. Lungo la fascia costiera è presente una gradinata di terrazzi marini modellata durante l’ultima par-te del Quaternario. Il paesaggio fisico in questi due settori è caratterizzato dalla presenza di estese su-perfici carsiche aventi caratteri morfologici peculiari. Le conoscenze acquisite permettono di ipotizzaresolo per il settore salentino una successione chiara di eventi responsabili del modellamento del carso.Per il settore murgiano invece non è ancora possibile delineare, se non per sommi capi, una successio-ne di fasi morfogenetiche.

Il paesaggio carsico delle Murge meridionali è policiclico (GRASSI et al., 1982) ed è caratterizzato dal-la presenza di doline, uvala, polje e rilievi residuali cupoliformi o di forma tronco-conica. Sulla sommi-tà di alcuni di questi rilievi, infatti, sono conservati lembi poco estesi di un’antica superficie di spiana-mento (BOENZI & CALDARA, 1991). Localmente è esposto un tipico paesaggio a cockpits (SAURO, 1991).Le più antiche fasi morfogenetiche sono riferite genericamente al Terziario (GRASSI et al., 1985). Tutta-

FIGURA 1 - Ubicazione, estensione e forme d’erosione dei depositi limosi di sheetflood (Unità della Val Paolaccia) (modi-ficato da SANTILLI et al., 2002). Nel riquadro è evidenziata la vallecola (A) analizzata nel presente lavoro.


sono raramente coalescenti, il dislivello tra la sogliaed il fondo roccioso può arrivare fino a 20 – 30 me-tri, hanno il diametro compreso tra poche decinedi metri e più di 200 metri. La densità di questeforme può essere localmente superiore a 15 uni-tà/kmq. In corrispondenza dei rilievi morfologico-strutturali sono esposti lembi variamente estesi diun paesaggio carsico caratterizzato dalla presenzadi forme epigee di tipo tropicale (SANSÒ, 1997).Questa superficie carsica è ricoperta da argille re-siduali bauxitiche ed è riferibile al Paleogene es-sendo estesamente fossilizzata da unità carbonati-che dell’Oligocene superiore e del Miocene. Le su-

perfici carsiche quaternarie e le superfici di abra-sione marina presenti lungo la fascia costiera sonostate localmente rimodellate tra la fine del Pleisto-cene medio e l’inizio del Pleistocene superiore perprocessi di cripto-carsificazione (MARSICO et al.,2003). Le superfici di cripto-carso sono state par-zialmente esposte nel corso del Pleistocene supe-riore (MARSICO et al., 2003). In alcuni settori doveaffiorano le unità mioceniche sono presenti, inol-tre, limitate esposizioni di un carso fossilizzato dasedimenti di età pliocenica, caratterizzato dallapresenza di ampie doline (SELLERI, 2004). Nel set-tore salentino le fasi di morfogenesi carsica coinci-

149

FIGURA 2 - Schema della dinamica degli sheetfloods (A) e del processo di erosione e di arretramento della testata della val-lecola (B) dovuto alla sovrapposizione di depositi limosi su depositi ghiaiosi (modificato da SANTILLI, 2004).


dono con le più importanti fasi regressive accom-pagnate da tettonica attiva che hanno interessatola penisola (SELLERI, 2004).

Sulla base delle conoscenze acquisite si puòipotizzare che il carso del Salento e delle Murgemeridionali si sia evoluto con una sostanziale uni-formità di caratteri per buona parte del Paleoge-ne. Solo successivamente a questo intervallo ditempo l’evoluzione del carso è continuata indi-pendentemente, probabilmente in seguito alla in-dividuazione sempre più netta di questi due set-tori dell’avampese apulo ed al differente assettogeologico-strutturale che questi hanno assunto.Infatti, tra l’Oligocene ed il Pleistocene superiorequesti settori dell’avampaese, benché coinvolti ne-gli stessi eventi geodinamici, hanno avuto una dif-ferente evoluzione tettonica e geologico-stratigra-fica. Il Salento è stato interessato, probabilmentemai integralmente, da più fasi di sedimentazionemarina mentre il settore murgiano meridionale èstato coinvolto esclusivamente negli eventi sedi-mentari di età pleistocenica.Bibliografia

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SELLERI G. (2003), Il paesaggio carsico della penisolasalentina: genesi, evoluzione e problematiche di di-namica ambientale. Tesi di Dottorato in Geomor-fologia e Dinamica Ambientale, Facoltà di Scien-ze Matematiche, Fisiche e Naturali, Università diBari.

150


Nel periodo intercorso tra la metà di ottobre efine novembre del 2000 nella Liguria di ponentesi sono verificati una serie di eventi meteorici diparticolare intensità che hanno provocato nume-rosi fenomeni franosi e alluvionali. In particolarmodo tra il 23 e il 24 novembre sono piovuti in 12ore circa 200 mm di pioggia colpendo in partico-lar modo l’area compresa tra Ventimiglia e Impe-ria. L’area di studio è il bacino del torrente Armeasituato nella parte centrale della zona maggior-mente colpita, all’interno di questo bacino si so-no verificate numerose frane coinvolgendo infra-strutture e provocando anche delle vittime.

Il presente lavoro vuole fornire una metodolo-gia di studio per la stima del materiale pervenutonella rete idrografica derivante dall’erosione su-perficiale dai versanti e dal materiale provenientedai movimenti franosi confluiti direttamente al-l’interno del reticolo fluviale, nonché la stima delmateriale che proverrà successivamente in segui-to alle variate condizioni topografiche e del sub-strato.

Per la stima del materiale pervenuto in alveodirettamente dai fenomeni franosi sono stati rea-lizzati dei DTM ad alta risoluzione della topogra-fia pre-frana e post-frana. Questi ultimi sono sta-ti realizzati con una tecnica aereofotogrammetri-ca digitale basata su una serie di fotografie aereesuccessive all’evento alluvionale. Il software utiliz-zato permette una restituzione delle immagini inmodo semiautomatico; una semina di punti colli-mati manualmente rende infatti possibile una re-stituzione automatica secondo un coefficiente dicorrelazione scelto dall’operatore. I DTM pre-frana sono stati invece ottenuti dalla carta tecnicaregionale 1:10.000.

Il materiale giunto in alveo direttamente daimovimenti franosi è stimato eseguendo la diffe-renza tra i DTM pre-frana e post-frana.

La quantificazione del materiale eroso è stataottenuta applicando il modello GEOWEPP chepermette l’integrazione del modello WEPP all’in-terno di un ambiente GIS.

La modellizzazione è stata così eseguita nellecondizioni precedenti l’evento alluvionale ed inconcomitanza con l’evento del novembre 2003.

Successivamente è stata modificata la topografiadel bacino inserendo nelle aree in frana la nuova to-pografia dell’area ottenuta dal DTM post-frana.

Sono state così eseguite nuove simulazioni nel-le variate condizioni topografiche e del substratoin modo da quantificare il contributo del materia-

151

Poster 49

PROCESSI DI DEGRADAZIONE DEI VERSANTIE LORO CONTRIBUTO AL TRASPORTO SOLIDO IN ALVEO

Moretti Sandro, Lombardi Luca & Menci SaraUniversità degli Studi di Firenze, Dipartimento di Scienze della Terra, Via La Pira, 4 50121 Firenze (Italy)[email protected], [email protected], [email protected]

FIGURA 1 - Schema neotettonico su DTM della Sardegna.


le che perviene all’interno della rete idrografica ri-spetto alla situazione pre-evento.

Poster 50

IL GLACIALISMO DEL LIVIGNA-SCO (ALPI LOMBARDE):

VARIAZIONI RECENTI E RELA-ZIONI CON IL CLIMA.

VARIAZIONI RECENTI DEL GLA-CIALISMO DEL LIVIGNASCO

(ALPI LOMBARDE) ED EFFETTIMORFOLOGICI

NELLE AREE PROGLACIALI

Nucci Riccardo1 & Mauri Achille1 Dipartimento Scienze della Terra «Ardito Desio», Uni-

versità degli Studi di Milano, Via Mangiagalli 37 - 20133Milano (Italy) - [email protected]

152

FIGURA 2 - Vista DTM della piana di Campu Giavesu.


153

Poster 51

EVOLUZIONE OLOCENICA DEL-LA PIANA COSTIERA DI CA-

GLIARI

Orrù Paolo1, Antonioli Fabrizio2, Lecca Carlo1,Panizza Valeria3,

Pintus Mariano1 & Puliga Giuseppe1

1 Università degli Studi di Cagliari, Dipartimento diScienze della Terra, Via Trentino 51, Cagliari (Italy) [email protected]

2 ENEA, Via Angullarese 301, Roma (Italy)3 Università degli Studi di Sassari, Dipartimento Teorie e

Ricerche Sistemi culturali, P.zza Conte di Moriana, Sas-sari (Italy) - [email protected]

Nuovi dati sull’evoluzione olocenica della pia-nura costiera di Cagliari sono stai acquisiti attra-verso l’analisi di 3 sondaggi a carotaggio continuo(profondità max 35 m) realizzati presso la boccadella laguna di Santa Gilla mirati al campiona-mento dei sedimenti relativi alla risalita versiliana(Federici, 1993). Dalle carote sono stati prelevatii materiali utilizzati per le datazioni 14C A.M.S.(GeoChron Lab. U.S.A.) i sedimenti, i pollini edi macro e micro fossili. Rilevamenti geologico-geomorfologici integrati da campionamenti ed im-magini satellitari (LANDSAT e SPOT) sono statiutilizzati per la ricostruzione del settore emerso.Rilievi sismici ad alta risoluzione, Side Scan Sonare rilevamenti subacquei sono stati eseguiti per lostudio della piattaforma continentale. La pianacostiera in studio è inserita nel sistema horst-gra-ben del Campidano meridionale. Le direttrici tet-toniche principali NO-SE, associate alle quali sirinvengono affioramenti andesitici oligo-mioceni-che (CHERCHI & MONTADERT, 1982; CASULA et al.2001), sono evidenziate dalla presenza di versan-ti di faglia, evoluti e degradati, interrotti da vallitrasversali impostate lungo le linee tettoniche se-condarie NE-SO e dalle quali si sono originati co-noidi di deiezione a ghiaie poligeniche eterometri-che. Alla base dei versanti di faglia si rinvengonofalde di detrito stratificate troncate sulla linea dicosta da una ripa d’erosione indicante una messa

Sono state studiate le variazioni frontali ed areali del glacialismo del Livignasco (AlpiLombarde)degli ultimi sessanta anni. Il confronto bibliografico ha evidenziato una sensibile riduzio-ne areale delle masse glaciali (quasi il 30%fra il 1941 e il 2002), accompagnata da un notevole innal-zamento delle quote frontali (da una valore medio di 2.693 m a un valore medio di 2.746 m per i seighiacciai per i quali si hanno i dati completi). L’elaborazione dei dati sulle variazioni frontali (dispo-nibili solo per un numero limitato di ghiacciai), ha permesso di evidenziare un regresso di 230 m dal1940 al 2002 per il Ghiacciaio Settentrionale di Campo e di 140 in 20 anni (1941-1961) per la fron-te occidentale del Ghiacciaio delle Mine. Questa dinamica non è stata però continua, ma ha vistouna fase di rallentamento del regresso e di limitata espansione fra il 1977 e il 1985, che ha lasciatonell’area proglaciale ben evidenti depositi e forme (presso la fronte del Ghiacciaio Settentrionale diCampo è stato individuato un complesso di cordoni morenici, definibili come «morene della secon-da metà del XX secolo»). Le variazioni glaciali sopra descritte sono state correlate con i dati termi-ci e pluviometrici della stazione meteo di Bormio, che hanno permesso di rilevare un abbassamentodelle temperature medie estive di quasi un grado (–0,95 °C rispetto alla media del periodo 1922-1995), avvenuto tra il 1968 e il 1990, ed un concomitante aumento delle precipitazioni invernali dicirca 100 mm (sempre rispetto alla media sull’intera serie). Questo tipo di dinamica glaciale bene s’in-serisce nel quadro delle variazioni recenti dei ghiacciai alpini che, dopo una continua fase di regres-so fino alla fine degli anni ’50 del XX secolo, hanno visto una limitata fase globale di espansione fragli anni ’60 e gli anni ’80 del XX secolo, seguita da una ripresa intensa della riduzione.


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in posto del corpo sedimentario in condizioni dilivello di base più basso rispetto all’attuale, proba-bilmente durante stadio 6. I dati mostrano eviden-te la corrispondenza tra i processi di arretramen-to del versante di faglia e formazione dei corpi se-dimentari di sostituzione per le fasi più antiche,dal Miocene inferiore al Pleistocene superiore;mentre non sono state rilevate evidenze di una ri-attivazione recente della morfogenesi collegabile amovimenti olocenici di up-lift.

La successione stratigrafica quaternaria, rela-tiva alla piana di Cagliari, è rappresentata alla ba-se della successione si rilevano, litotipi fluvio-del-tizi (sabbie, ghiaie, limi, argille) grigio-verdastrecontenenti lenti a ostree e livelli nettamente tor-bosi, sedimenti attribuibili alla fase chiusura del-lo stadio 6.

Arenarie e conglomerati fossiliferi di spiaggia(Strombus bubonius, Glycimeris, Arca noa,Cymatium, Thais haemastoma) costituiscono ilcordone fossile di Sa Illetta, ove è conservata unascogliera bioermale a Cladocora coespitosa attri-buibile atto stage 5e (ULZEGA & HEARTY, 1986),che durante la fase massima trasgressiva (+7,5 m)si sarebbe trovata profondità di circa –5 m in ac-cordo con l’ecologia delle biocostruzioni coralline(PEIRANO et al. 2003).

La continuità degli affioramenti dell’anticocordone litorale «eutirreniano» è stata interrottadai processi di erosione durante la regressione re-lativa all’ultima fase fredda (stage 4/2 - 70/20 ka)cui ha corrisposto alla incisione delle valli, la prin-cipale delle quali è rilevabile in corrispondenzadella attuale bocca lagunare, qui alla profondità di–40 metri è identificabile la zona di talweg dellapaleoincisione fluviale mentre sui bordi a quotecomprese tra –35 e –30 m sono stati campionatiin sondaggio le ghiaie poligeniche ed eterometri-che dei terrazzi alluvionali.

La colmata delle paleo incisioni fluviali relati-va alle ultime fasi della trasgressione versiliana, èrappresentata da sedimenti fluvio-deltizi e parali-co-litorali intercalate da livelli di torbe (Posidoniaoceanica). Arenarie e conglomerati superficiali, –1/–1,5 m, di chiusura del ciclo trasgressivo ver-siliano sulle sponde della laguna di Santa Gilla,ove le beach-rock presentano alcuni caratteri daambiente di sebka. Relativa stabilità tettonica èdocumentata per la pianura costiera di Cagliari apartire dal Pleistocene medio stabilità conferma-ta dalle quote delle linee di riva relative allo sta-dio 5e (ULZEGA & HEARTY, 1986). Il settore con-tinentale è caratterizzato da alluvioni a ghiaie

grosse di natura granitica, quarzitica e metamor-fico-cornubianitica, organizzate in tre ordini diterrazzi a quota variabile tra 50 m ed 1 m s.l.m.

La piattaforma continentale è condizionatadall’assetto strutturale del basso Campidano, ilbordo, lungo il quale sono stati osservati corpi se-dimentari interpretati come terrazzi deposiziona-li sommersi dello stage 3 e 2, si attesta tra –75m(canyon di Foxi e di S. Elia) e –120m. Testimo-nianze di sistemi deposizionali litorali relitti, rela-tivi alla trasgressione versiliana, stage 1, sono sta-te osservate tra –45m e –1/ – 1.5m e correlate conle beach-rock del Nord Sardegna datate tra 9,5 edi 9,9 Ky BP ed i 4,5 e 6 Ky BP (DE MURO & OR-RÙ, 1998).

Lo studio dei tre sondaggi ha permesso di os-servare in le facies stratigrafico-sedimentologichedella colmata olocenica del paleoalveo sepolto re-lativo allo stadio 2. È stata ricostruita in dettagliola sequenza dei paleoambienti deposizionali che sisono succeduti durante la risalita del mare oloce-nico (ORRÙ et al. 2004). Le datazioni radioisoto-piche eseguite sul contenuto fossilifero collocanol’inizio della colmata a limi sabbiosi paralici sullealluvioni terrazzate relative allo Stadio isotopico 2,in un periodo immediatamente successiva alloYounger Dryass (9,63 Ky BP). La risalita del ma-re PreBoreale è marcata da sabbie limose di spiag-gia e depositi con resti di Posidonia oceanica cuiseguono, tra Boreale ed Atlantico inf. (7,4 KyBP), alternanze a sedimenti fini e grossi che docu-mentano la successiva chiusura e riapertura dellapaleobocca di laguna. Tra Atlantico sup. e Sub-Boreale (4 Ky BP) ghiaie fini, sabbie grosse e me-die marcano un momento di apertura della lagu-na seguito da deposizione di sedimenti ricchi insostanza organica della colmata Sub-Atlantica estorica. Lo studio del contenuto malacologico hadefinito le associazioni faunistiche e contribuitoad individuare l’evoluzione paleogeografica ed ipassaggi da ambiente paralico a marino-litorale elagunare. Tali studi, integrati con dati geoarcheo-logici (SOLINAS & ORRÙ, 2004), hanno consentitodi realizzare una curva eustatica olocenica per lapiana di Cagliari, che, confrontata con quella teo-rica secondo i modelli idro-isostatici di Lambeck(ORRÙ et al., 2004), evidenzia la relativa stabilitàtettonica della piana tra Pl. sup. ed Ol., conferma-ta dalle evidenze evolutive del sistema dei versan-ti di faglia del bordo occidentale. Un processo disubsidenza attiva, probabile conseguenza dell’as-sestamento dei livelli compressibili a torbe, è atti-vo da 5 Ky e presenta un tasso di abbassamento


155

plain (South Sardinia, Italy), Quaternaria nova,VIII, 2004.

PEIRANO A., MORRI C., BIANCHI C.N., AGUIRRE J.,ANTONIOLI F., CALZETTA G., CAROBENE L., MA-STRONUZZI G. & ORRÙ P. (2003), The Mediterra-nean coral Cladocora coespitosa: a Proxy for pastclimate fluctuations? - Global and PlanetaryChange -00841

SOLINAS E. & ORRÙ P.E., Santa Gilla: spiagge sommer-se e frequentazioni di epoca punica - Atti del Cong.Int. AEQUORA Mare uomini e merci nel Mediter-raneo antico - GENOVA, 2004

ULZEGA A. & HEARTY J. P. (1986), Geomorphology,Stratigraphy and Geochronology of late Quaternarymarine deposits in Sardinia, 2. Geomorph. N. F.,Suppl. - Bd. 62, 119-129.

Poster 52

IN SITU SURVEYS AND REA-SERCHES ON THE SNOW CO-

VER IN HIGH ALTITUDE: STATE OFTHE ART AND PERSPECTIVES IN ITALIAN AND HIMALAYAN

MOUNTAIN RANGES

Pecci MassimoISPESL - Dipartimento Insediamenti Produttivi e Intera-zione con l’Ambiente, P.za dei Caprettari 70, 00186 Ro-ma (Italy) - [email protected]

medio stimato in 0.8 ±0.02 mm/anno.Bibliografia

CASULA G., CHERCHI A., MONTADERT L., MURRU M.& SARRIA E. (2001), The Cenozoic graben system of Sardinia(Italy): geodynamic evolution from new seismic data. Marine and Petroleum Geology 18, 863-888.

CHERCHI A. & MONTADERT L. (1982), The Oligo-Miocene Rift of Sardinia and the early history of the western me-diterranean basin. Nature, 298 (5876), 736-739.

DE MURO S., ORRÙ P. (1998), Il contributo delle beach-rock nello studio della risalita del mare olocenico. Lebeach-rock post-glaciali della Sardegna nord-orientale. Il Quaternario, 11, 19-39.

FEDERICI P. (1993), The Versilian transgression of the Versilia area (Tuscany, Italy) in the light of drillings and ra-diometric data, Mem. Soc. Geol. It., 49 (1993), 217-225, 4 ff.

ORRÙ P.E., ANTONIOLI F., LAMBECK K. & VERRUBBI V. (2004), Holocene sea-level change in the Cagliari coastal

FIGURE 1 - Oblique image of debris flows fan B in S. Anna diVinadio. Sampled trees (dots), limits of fan and Ju-ne, 12th 2000 event (light line) are indicated.


156

In questo lavoro vengono presentati i profilidella neve al suolo, comprensivi dei valori di pHmisurati, realizzati in alcuni siti d’alta quota dellemontagne alpine, appenniniche ed himalayane.Tali ricerche hanno riguardato principalmente gliaspetti di stabilità del manto nevoso,sia per quan-to riguarda il rischio territoriale, sia la sicurezzadegli operatori durante lo svolgimento delle atti-vità di ricerca, e l’inquinamento contenuto nellaneve al suolo, ai fini della valutazione della quali-tà delle acque. Vengono discussi i risultati già ot-tenuti nello svolgimento di ricerche effettuate nelgruppo del Gran Sasso d’Italia e dell’Himalaya ti-betano (Monte Cho Oyu), a fronte dei nuovi datiottenuti nel corso delle campagne di rilevamentodel 2003 nel gruppo del Monte Rosa (Colle delLys) e del 2004 nel gruppo del Monte Everest.Viene quindi presentata la proposta di creare spe-cifici database dei profili del manto nevoso e de-gli andamenti caratteristici del pH nella neve alsuolo, relativi all’alta quota, al fine di migliorare leconoscenze relative alla stabilità del manto nevo-so e della provenienza degli inquinanti, nell’ambi-to della circolazione atmosferica globale.

Poster 53

INFLUENZA DELLE PRECIPITA-ZIONI E DEI CICLI UMIDO-SEC-CO SULLA MORFOGENESI CA-LANCHIVA IN UN’AREA SEMI-

ARIDA DELLA BASILICATA (ITA-LIA MERIDIONALE)

Piccarreta Marco, Capolongo Domenico1, Ben-tivenga Mario & Pennetta Luigi2

1 Università degli Stusi di Bari, Dipartimento di Geologiae Geofisica, Via Orabona 4, 70125 Bari (Italy)2 Università degli Studi di Cassino - [email protected],[email protected]

FIGURE 2 - Example of two event response maps drawn for the B fan. The first recorded event (1950) and the last one(1998) are shown. Dot: undisturbed tree; triangle: heavily stressed tree; square: stressed tree.


157

capacità delle precipitazioni di asportare materia-le e di modificare il paesaggio, con le aree meri-dionali caratterizzate da fenomeni pseudocarsicie movimenti di massa e le aree settentrionali conevoluzione calanchiva che procede per effettoprevalente del ruscellamento concentrato.

Poster 54

PROGETTO EUROSION: L’ESPE-RIENZA DEL CASO STUDIO

DELLA BAIA DI GIARDINI (SICI-LIA ORIENTALE)

Randazzo Giovanni, Geremia Francesco, LanzaStefania & Ruggeri Santina

Università degli Studi di Messina, Dipartimento di Scien-ze della Terra, Salita Sperone, 31 98166 Messina (Italy)[email protected]

Oggetto del presente studio è l’analisi del ruolo svolto dalle precipitazioni sullo sviluppo della mor-fogenesi calanchiva in un’area semi-arida della Basilicata, attraverso il calcolo, dal 1951 al 2000, didifferenti parametri: erosività, tempi di ritorno medi di eventi di magnitudo critica, lunghezza mediadei periodi secchi e umidi, massimo numero di giorni secchi e umidi consecutivi. I risultati mostranocome le precipitazioni giochino un ruolo determinante nel controllo dell’erodibilità dei suoli. Per tut-ta l’area di studio si registra una tendenza omogenea all’incremento della frequenza e della durata deiperiodi secchi ed una costante diminuizione dei giorni umidi consecutivi. In dettaglio, tuttavia, il re-gime pluviometrico produce, nella stessa area, effetti differenti a Nord e a Sud, tanto da poter distin-guere una sub-area settentrionale, solcata dal Basento, in cui si registra un netto decremento dell’e-rosività e della ricorrenza media di eventi estremi ed una sub-area meridionale, comprendente Cavo-ne, Agri e Sinni, caratterizzata da un incremento dell’erosività e della frequenza di eventi estremi,conintensità superiore ai 30 mm giornalieri. Il tutto si traduce in differenti lavori geomorfici, intesi come


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Attualmente, i circa 70 milioni di Europei chevivono lungo le coste ed i futuri 158 milioni che siprevede vi vivranno entro il 2020, sono soggetti afenomeni come eventi alluvionali ed erosione co-stiera, che nel corso degli ultimi 15 anni si sonodrasticamente esacerbati.

In termini economici le variazioni delle condi-zioni ambientali hanno determinato nel 2001 unesborso, per opere di protezione costiera di circa3.200 milioni di EURO, contro i 2.500 EUROspesi nel 1986 (European Commission, 2004). Èquindi evidente un incremento di spesa per leopere a difesa dei litorali e la situazione di rischiopotenziale in cui versano le aree costiere dell’inte-ro continente.

Partendo da queste considerazioni la Dire-zione Generale Ambiente della CommissioneEuropea ha finanziato il programma di studioEUROSION che è stato affidato ad un consor-zio Europeo (RIKZ-EUCC-IGN-UAB-BRGM-IFEN-EADS).

Il progetto EUROSION definisce chiaramen-te gli ambiti spaziali e tecnici da considerare neglistudi costieri, per raggiungere risultati soddisfa-centi nella progettazione di opere di difesa riba-dendo i concetti di Profilo di Equilibrio di Spiag-gia e Cella Sedimentaria Costiera come elementibase per l’analisi dell’erosione costiera, mentre ilPiano di Gestione dei Sedimenti Costieri (PGSC)diventa nel contesto di un quadro politico localeuna base indispensabile per la gestione dell’ero-sione costiera e la valutazione dei rischi associati.

Inoltre, EUROSION considera la sostenibilitàdello sviluppo delle aree costiere e la conservazio-ne degli habitat dinamici, in particolare nelle areenon ancora sviluppate, come un importante obiet-tivo a lungo termine per le aree costiere europeeda raggiungere sulla base di un certo numero diopzioni politiche, che possono essere riassuntenelle seguenti quattro linee: ∞ Tenere la linea.∞ Muoversi verso mare.


159

documento rivede anche un certo numero diazioni di mitigazione che permettano di ridur-re gli effetti dell’erosione costiera e possano es-sere adottate dai progettisti.

∞ Linee Guida per la mappatura del rischio deri-vante dall’erosione costiera. Il documento rive-de i principali metodi usati in Europa per car-tografare l’evoluzione della linea di costa a«basso costo».

∞ Linee Guida per valutare i costi ed i benefici eco-nomici ed ambientali associati alle tecniche di ge-stione della linea di costa.

∞ Linee Guida per l’implementazione di SistemiInformativi Territoriali (SIT) dedicati alla gestio-ne delle aree costiere.

∞ La Guida per la Gestione della Linea di Riva diEUROSION. Una sintesi di circa 60 esperienzedi gestione di problemi costieri in Europa.La Baia di Giardini Naxos, sita nel settore set-

tentrionale della costa ionica siciliana tra le cittàdi Messina e Catania, è uno dei 12 siti pilota su cuisono state condotte analisi dirette, mentre sugli al-tri 48 siti sono state acquisite soltanto informazio-ni bibliografiche. Con circa 10.000 abitanti, 34hotel e 46 ristoranti concentrati lungo circa 5 kmdi costa, ed un turismo attivo con più di un milio-ne di presenze annue, il sito in esame rappresen-ta un esempio esplicativo di sviluppo turistico co-stiero nel Mar Mediterraneo.

Negli ultimi anni numerosi tratti della baia diGiardini hanno subito un’intensa erosione, ulte-riormente acutizzata da una serie di interventi an-tropici effettuati lungo la fascia costiera.

In linea con la visione sviluppata da EURO-SION, solo recentemente le autorità regionali

hanno maturato una maggiore consapevolezzache le pratiche di gestione dell’erosione lungo laBaia di Giardini non erano soddisfacenti e si è in-tervenuti con un nuovo programma di investi-mento, ancora in fase di completamento, per il ri-pristino delle condizioni naturali di equilibrio del-la linea di costa e del trasporto sedimentario.

Dall’esperienza EUROSION in ambito localesi evince che il progetto per la propria struttura hapermesso di mettere insieme e confrontare molteesperienze operative, note agli addetti ai lavori,ma pressoché sconosciute ad un pubblico più am-pio. Quindi se da un lato si spinge affinché la Va-lutazione di Impatto Ambientale (VIA) ed ancordi più la Valutazione Ambientale Strategica (VAS)

∞ Gestire il riallineamento.∞ Non promuovere interventi attivi.

Sulla base dei risultati del progetto EUROSION (European Commission, 2004) sono state propo-ste quattro raccomandazioni chiave che, una volta implementate e fornite dovrebbero permettere di ge-stire i problemi dell’erosione costiera in Europa ed i rischi ad esso associati.∞ Ripristino del bilancio sedimentario ed ampliamento degli spazi per i processi costieri.∞ Integrazione dei costi dell’erosione costiera e dei rischi connessi con la pianificazione e le decisioni di

investimento.∞ Rispondere in modo attendibile all’erosione costiera.∞ Rafforzare la conoscenza di base relativa alla gestione ed alla programmazione dell’erosione costiera.

A valle di questi risultati e raccomandazioni politiche, EUROSION ha sviluppato un ampio spettrodi prodotti – inclusi rapporti e database – che sono accessibili e consultabili attraverso il sito internet di EUROSION (http://www.eurosion.org) o su richiesta tramite la Commissione Europea.

I più importanti di questi prodotti, pubblicati nella loro versione definitiva nel Maggio 2004, so-no:∞ Il database EUROSION: eseguito in GIS, sviluppato a scala 1:100.000, contiene 19 livelli di informa-

zioni ed aspetti territoriali e temporali.∞ Linee Guida per integrare i problemi di erosione costiera nelle procedure di Valutazione Ambientale. Il

FIGURA 1 - Carte dei suoli di semi-dettaglio disponibili al-l’inizio del progetto.


160

acquisiscano un ruolo determinante nella valuta-zione delle future iniziative da intraprendere, dal-l’altro lato non vengono forniti elementi tecnici dirilievo per la loro determinazione.

Al di là infatti della reale omogeneizzazionedei sistemi legislativi di valutazione, risulta evi-dente come, utilizzando indici e metodologie dianalisi differenti (per esempio numerica e/o de-scrittiva), si possa giungere ad un alto livello di«interpretazione» dell’impatto rispetto alla realevalutazione oggettiva della sua reale ricaduta am-bientale. Dovrà essere compito degli ammini-stratori locali (regionali) più attenti, che nellostudio EUROSION vengono giustamente re-sponsabilizzati, individuare quei percorsi chepermettano di implementare l’oggettivizzazionedegli studi ambientali al fine di giungere a sceltepiù mature e consapevoli.

Bibliografia

EUROPEAN COMMISSION (2004). Living with CoastalErosion in Europe: Sediment and space for Sustaina-bility. Results from the Eurosion Study. Luxem-bourg: Office for Official Publications of EuropeanCommunities, 40 pp.

Poster 55

L’IMPATTO DELLE ERUZIONIVULCANICHE SUI SITI

ARCHEOLOGICI NELL’AREADEL SOMMA-VESUVIO

Russo Filippo & Valente AlessioUniversità degli Studi del Sannio, Dipartimento di Studigeologici e ambientali, Via Port’Arsa 11, 82100 Beneven-to (Italy) - [email protected],[email protected]

FIGURA 2 - Pedopaesaggi (in nero) e microrilievo (curve dilivello a 1m, in grigio) di un’area a contatto traalta pianura (conoide di Bassano) e bassa pia-nura alluvionale del Brenta.


MOSTRA CARTOGRAFICA


CARTE GEOMORFOLOGICHE ITALIANEDEGLI ULTIMI QUARANTA ANNI

(elenco provvisorio)

01 G.B. CASTIGLIONI (1964). Carta geomorfologica della conca di Bressanone (Alto Adige), alla scala 1:30.000, So-cietà Cooperativa Tipografica, Padova.

02 M. PANIZZA (1966), Carta geomorfologica del territorio di Calopezzati (Calabria), alla scala 1:25.000, LAC; Firen-ze.

03 G. NANGERONI (1967), Carta geomorfologica del territorio Malnate-Tradate, alla scala 1:25.000, LAC, Firenze.04 M. PANIZZA (1968), Carta geomorfologica del territorio di San Giorgio Lucano e Colobraro (Lucania orientale), al-

la scala 1:30.000, LAC, Firenze.05 G.B. CASTIGLIONI (1969), Saggio di carta geomorfologica dell’Italia nord-orientale, alla scala 1:1.000.000, LAC,

Firenze. 06 F. PETRUCCI, G.C. BORTOLAMI & G.V. DAL PIAZ (1969), Carta geomorfologica dell’anfiteatro di Rivoli-Avi-

gliana (Prov. di Torino) e del suo substrato cristallino, alla scala 1:40.000, LAC, Firenze.07 G.B. CASTIGLIONI & A. SESTINI (collaborazione a) (1971), International geomorphological Map of Europe,

Sheet 10 (J. DEMEK ed.), alla scala 1:2.500.000, Institute of Geography of Czechoslovakia Akademie of Sciences,Brno; I.G.U. Commission on Geomorphological Survey and UNESCO.

08 U. SAURO (1971), Carta geomorfologica degli Alti Lessini (Prealpi Venete), alla scala 1:25.000, LAC, Firenze.09 G.B. CASTIGLIONI, G.O. GATTO & G.B. PELLEGRINI (coordinamento d’insieme) (1972), Carta dell’allu-

vione del Novembre 1966 nel Veneto e nel Trentino-Alto Adige; effetti morfologici e allagamenti, alla scala 1:200.000,C.N.R., Centro di Studio per la Geografia fisica, Università di Padova, T.C.I., Milano.

10 F. TESSARI (1973), Carta geomorfologica del bacino di Lamon (Val Cismon, Alpi Dolomitiche), alla scala 1:25.000,LAC, Firenze.

11 M. PANIZZA & F. MANTOVANI (1974), Carta geomorfologica del territorio di Pavullo nel Frignano (Appenninomodenese) , alla scala 1:20.000, LAC; Firenze.

12 M. PANIZZA & A. CARTON (1975), Carta geomorfologica della Valle dei Monzoni (Dolomiti), alla scala 1:15.000,TEMI, Trento.

13 E. LUPIA PALMIERI & G.M. ZUPPI (1974), Il carsismo degli altopiani di Arcinazzo (Lazio). Carta dei fenomenicarsici, alla scala 1:25.000, Grafica Editoriale Cartografica s.p.a., Roma.

14 G.B. PELLEGRINI (1975), Carta geomorfologica del bacino del Valda (Prealpi dell’Alpago), alla scala 1:10.000,LAC, Firenze.

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164


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INDICE

Prefazione . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . pag. 5

COMUNICAZIONI ORALI

CELEBRAZIONI IN ONORE DI GIOVANNI BATTISTA E CASTIGLIONI

Federici Paolo Roberto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8

SESSIONE GEOMORFOLOGIA GLACIALE E GLACIALOGIA

Seppi Roberto, Carton Alberto & Baroni Carlo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 9Pellegrini Giovanni Battista, Albanese Diego, Bertoldi Remo & Surian Nicola . . . . » 10Sauro Ugo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 11Haeberli Wilfried . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 12Rampini A., Rota Nodari F., Brivio P. A. & Serandrei Barbero Rossana . . . . . . . . . . » 13Pignotti Stefano, Cecili A., Cinnirrella A., Cipollini C. & Fazzini Massimiliano . . . » 14

SESSIONE CLIMATOLOGIA

Biancotti Augusto, Destefanis Enrico, Fratianni Simona & Masciocco Luciano . . . » 15Fazzini Massimiliano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 16Belloni S., Annovazzi A. & Diolaiuti Guglielmina . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 17

SESSIONE GEOMORFOLOGIA FLUVIALE E COSTIERA

Brancucci Gerardo & Paliaga Guido . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 18Rinaldi Massimo, Simoncini Cristina & SogniDaniele . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 19Surian Nicola, Pellegrini Giovanni Battista & Scomazzone Elisa . . . . . . . . . . . . . . . » 20Cattuto C., Gregori Lucilia, Melelli L., Tatamelli A. & Broso D. . . . . . . . . . . . . . . . » 21Mozzi Paolo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 22Starkel Leszek . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 23Magliulo Paolo & Russo Filippo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 24Lezziero Alberto, Donnici Sandra & Serandrei Barbero Rossana . . . . . . . . . . . . . . . » 25Chelli Alessandro, Federici Paolo Roberto & Pappalardo Marta . . . . . . . . . . . . . . . » 26Orombelli Giuseppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 27

SESSIONE DINAMICA GEOMORFOLOGICA E PROCESSI ANTROPICI

Pelfini Manuela, Santilli Maurizio & Colzani M. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 28Aucelli Pietro Patrizio Ciro, Cinque Aldo & Esposito A. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 29Giardino Marco & Audisio Chiara. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 30Elmi Carlo, Bertoni W. & Marabini F. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 31


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SESSIONE POSTER

11. Alberto Walter, Carraro Francesco & Giardino Marco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . pag. 3412. Aucelli Pietro Patrizio Ciro, De Martino Diego, Di Lauro Angelo, Di Rollo Andrea,

Miccadei Enrico & Rosskopf Carmen Maria . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 3713. Avigliano Roberto, Calderoni Gilberto, Donegana Marta, Monegato Giovanna, Paie-

ro Giovanni, Pini Roberta & Ravazzi Cesare . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 3814. Bondesan Aldino, Corain Livio, Favaretto Sonia, Miola Antonella, Mozzi Paolo, Pio-

van Silvia, Sostizzo Ismaele & Valentini Gianna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 4015. Bondesan Aldino, Asioli Alessandra, Favaretto Sonia, Fontana Alessandro,

Gobbato Dino, Lubiani Alberto, Miola Antonella, Sostizzo Ismaele, Toffoletto Fede-rico & Valentini Gianna . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 44

16. Boni Paolo, Pellegrini Luisa & Peloso Gianfrancesco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 4817. Brandolini Pierluigi, Faccini Francesco, Piccazzo Mauro, Robbiano Andrea, Olivari

Francesco & Canepa Giacomo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 5118. Brandolini Pierluigi, Faccini Francesco, Nicchia P. & Terranova R. . . . . . . . . . . . . . . . » 5419. Brandolini Pierluigi, Pelfini Manuela & Piccazzo Mauro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 5510. Carnielli Teresa . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 5711. Carturan Luca, Seppi Roberto, Bezzi Roberto & Paoli Andrea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 5812. Casarosa Nicola, Chelli Alessandro, Firpo Marco, Ginesu Sergio, Guglielmin Mauro,

Pappalardo Marta, Pecci Massimo, Queirolo Cristiano, Ribolini Adriano, Robustelli Gaetano, Scarciglia Fabio, Sias Stefania & Tellini Claudio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 61

13. Castaldini Doriano, Marchetti Mauro, Anghinelli Antonio , Anghinelli Sergio & Tira-bassi James . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 63

14. Castiglione Emanuele, Ciavola Paolo & Balouin Yann . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 6615. Cavalli Alberto & Rodolfi Giuliano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 6916. Citterio Michele, Mihalcea Claudia, Diolaiuti Guglielmina & Smiraglia Claudio . . . . » 7117. Citterio Michele, Turri Stefano, Bini Alfredo & Maggi Valter . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 7318. Coltorti Mauro & Pieruccini Pierluigi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 7519. Coltorti Mauro, Della Fazia Jacopo, Paredes Rios Freddy & Pieruccini Pierluigi . . . . » 7720. Coratza Paola, Marchetti Mauro & Soldati Mauro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8021. Costamagna Alberto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8122. Cremaschi Mauro, Pizzi Chiara & Zerboni Andrea . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8223. D’Alessandro Leandro, Miccadei Enrico, Paron Paolo & Piacentini Tommaso . . . . . » 8424. De Amicis Mattia, Villa Fabio. & Bagattini M. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8625. Della Seta Marta, Fredi Paola, Lupia Palmieri Elvidio, Nesci Olivia, Savelli Daniele &

Troiani Francesco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8726. De Pippo Tommaso, Petrosino Carmela, Vecchione Carlo, Randazzo Giovanni, Gere-

mia Francesco, Lanza Stefania . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 8827. Diolaiuti Guglielmina, D’Agata Carlo, Carnielli Teresa, Citterio Michele & Smiraglia

Claudio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 9028. Faccini Francesco, Brandolini Pierluigi1, Robbiano A., Perasso L. & Sola A. . . . . . . . » 9229. Farabollini Piero, Gentili Bernardino, Materazzi Marco, Pambianchi Gilberto & Arin-

goli Domenico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 9330. Firpo Marco, Guglielmin Mauro & Queirolo Cristiano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 9631. Forno Maria Gabriella, Gianotti Franco, Grosso Federico . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 9932. Forno Maria Gabriella & Lucchesi Stefania . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 10233. Gardelli Manuela, Armaroli Clara & Ciavola Paolo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 10434. Ghinoi Alessandro & Soldati Mario . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 10635. Giardino Marco & Armand Marco . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 10936. Giardino Marco & Chabod Alex . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 11137. Giardino Marco, Mortara Giovanni, Chiuminatto Daniele & Amerio Marco . . . . . . . » 11338. Ginesu Sergio & Pala Maria Elena . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 11639. Ginesu Sergio, Pusceddu Elisabetta & Sias Stefania . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 118


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40. Iurilli V., Mastronuzzi Giuseppe, Palmentola G. & Selleri Gianluca . . . . . . . . . . . . . . » 12041. Laureti Lamberto . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . pag. 12242. Leonelli Giovanni & Pelfini Manuela . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 12443. Leucci Giovanni, Sansò Paolo & Selleri Gianluca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 12644. Lo Curzio Sergio & Valente Alessio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 12745. Lombardi Luca, Maerker Michael, Pelacani Samanta, Rodolfi Giuliano & Ungano

Fabrizio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 12946. Lovat Roberto, Schiavon Enrico, Spagna Valerio & Toffoletto Federico . . . . . . . . . . . » 13047. Luino Fabio, Chiarle Marta & Audisio Chiara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 13348. Marsico Antonella & Selleri Gianluca . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 13549. Moretti Sandro, Lombardi Luca & Menci Sara . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 13750. Nucci Riccardo & Mauri Achille . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 13851. Orrù Paolo, Antonioli Fabrizio, Lecca Carlo, Panizza Valeria, Pintus Mariano & Puli-

ga Giuseppe . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 13952. Pecci Massimo . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 14253. Piccarreta Marco, Capolongo Domenico, Bentivenga Mario & Pennetta Luigi . . . . . . » 14354. Randazzo Giovanni, Geremia Francesco, Lanza Stefania & Ruggeri Santina . . . . . . . . » 14455. Russo Filippo & Valente Alessio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 14656. Santilli Maurizio & Pelfini Manuela . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 14857. Sias Stefania & Ginesu Sergio . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 15158. Soldati Mauro, Albanese Diego, Borgatti Lisa, Carraro Francesco, Chelli Alessandro,

De Amicis Mattia, Frigerio Simone, Giardino Marco, Mortara Giovanni, Pellegrini Giovanni Battista, Ravazzi Cesare, Surian Nicola & Tellini Claudio . . . . . . . . . . . . . . . » 153

59. Stefanini Maria Cleofe & Ribolini Adriano . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 15560. Tellini Claudio & Chelli Alessandro . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 15761. Vinci Ialina, Garlato Adriano, Sartori Giacomo, Carnicelli Stefano, Filippi Nicola, Mi-

nelli Rodolfo, Mozzi Paolo, Wolf Ugo, Cappellin Roberta, Obber Silvia, Pocaterra Francesca, Ragazzi Francesca & Zamarchi Paola . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 159

MOSTRA CARTOGRAFICA

Carte geomorfologiche italiane degli ultimi quaranta anni . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . » 162


Paolo Mozzi, Ismaele Sostizzo e Nicola Surian...

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Transcript of Paolo Mozzi, Ismaele Sostizzo e Nicola Surian...