VII AMBIENTE E GEORISORSE · 2018. 4. 9. · Alluvione 1997 17 luglio Alluvione 2003 13-16 ottobre...

VII - AMBIENTE E GEORISORSE

Non è compito specifico di queste note geolo-giche illustrare le peculiari attrattive dell’ambientenaturale e del paesaggio valdostano, un unicum nonsolo dal punto di vista geologico. Il tema principalesono i dissesti. Le crisi meteorologiche, peraltromeno frequenti che nel settore centro-orientaledelle Alpi, sono la causa scatenante di periodicieventi alluvionali, rapidi trasporti in massa (debrisflow) e frane di vario tipo che hanno colpito e con-tinueranno a colpire la Valle d’Aosta, favoriti da fat-tori predisponenti (acclività ed energia dei versanti,materiali sciolti facilmente erodibili, substrato roc-cioso fratturato, disgelo del permafrost), spesso ag-gravati da insediamenti umani in località a rischio(ANSELMO et alii, 1979; PORTER & OROMBELLI,1981; FORNO & MASSAZZA, 1983; MORTARA et alii,1992; OROMBELLI, 1998; MERCALLI et alii, 2003;SCHIERMEIER, 2003; ALBERTO et alii, 2007; HILKERet alii, 2009; HASLER et alii, 2011). Si tratta del suc-cedersi di fenomeni ben noti, registrati già nelMedio Evo, una storia in realtà assai più anticadocumentata dai depositi alluvionali e gravitativiolocenici rappresentati nel foglio e dalla loro evo-luzione morfologica.La prima parte del capitolo è dedicata alla storia

dei dissesti (alluvioni e frane) e al rischio idrogeo-logico a scala regionale e nel settore valdostano delfoglio, con limitate osservazioni sul settoresvizzero, tratte principalmente dalle note illustra-tive dei Fogli Chanrion-Velan (BURRI et alii, 1999)e Matterhorn (BUCHER et alii, 2004). Le bibliotechee gli archivi storici del CNR-IRPI di Torino e dialtri enti pubblici sono ricchi di documenti che de-scrivono le numerose alluvioni avvenute in passato,il verificarsi o il riattivarsi di fenomeni gravitativie i dissesti legati alla dinamica dei corsi d’acqua,tuttora rilevabili sul territorio. Le notizie storichesi riferiscono in prevalenza ai centri abitati dellavalle principale, rappresentata nei Fogli Aosta eChatillon, mentre poche sono le informazioni sullealte valli del Foglio Monte Cervino, un tempo quasidisabitate, ad eccezione della Valtournenche e dellabassa Val di Bagnes, colpita quest’ultima dalle ca-tastrofiche alluvioni del 1595 e 1818, ricordate nelCapitolo II. Le note illustrative dei fogli sopra citatiriassumono lo stato delle conoscenze agli inizi delnuovo millennio.Un accurato censimento degli “eventi idrogeo-

logici” avvenuti in Valle d’Aosta dal 800 al 2002 èfornito da MERCALLI et alii, (2003). Documentifondamentali per conoscere in dettaglio lo statodell’arte e fronteggiare in modo adeguato il rischioidrogeologico alla luce dei suoi parametri predispo-nenti e scatenanti sono forniti dall’Inventario deifenomeni franosi in Italia (Progetto nazionale

221NOTE ILLUSTRATIVE DEL F. 070 “MONTE CERVINO” DELLA CARTA GEOLOGICA D’ITALIA ALLA SCALA 1:50.000

IFFI; ALBERTO et alii, 2007; GIARDINO & RATTO,2007; RATTO et alii, 2007, 2009), realizzato in seguitoall’evento disastroso del 5 maggio 1998 a Sarno e inaltre località dell’Italia Meridionale, e dal Catasto in-formatizzato dei dissesti della Valle d’Aosta, attivatorecentemente dal Centro Funzionale della Regione,consultabile on line:(http://catastodissesti.partout.it/).I paragrafi che seguono sono dedicati ai dissesti

(alluvioni, frane, deformazioni gravitative), alle mi-neralizzazioni a Cu-Fe coltivate in un passatoormai lontano ed ora abbandonate, e alla modestaattività estrattiva. Il capitolo termina con brevicenni sulle sorgenti e sui principali impianti idroe-lettrici presenti nel territorio del foglio.

1. - DISSESTI

Il dissesto idrogeologico è definito in Regionecome “insieme dei processi morfologici (dall’ero-sione superficiale ad opera delle acque di ruscella-mento o dei corsi d’acqua, sino alle frane o alleesondazioni dei fiumi) che modificano il territorioin tempi relativamente rapidi o rapidissimi, provo-cando danni all’ambiente, ai manufatti, alle attivitàantropiche, sino a causare talvolta la perdita di viteumane”.

1.1. - IL CATASTO DEI DISSESTI

Il Catasto regionale dei dissesti nasce in vesteembrionale nei primi anni 90’ (inizi del ProgettoCARG, BONETTO & PASQUALOTTO, 1991), in ver-sione analogica-descrittiva basata su documentiforniti dall’Istituto di Ricerca per la ProtezioneIdrologica nel bacino padano di Torino (CNR-IRPI), diretto da Mario GOVI, e da uffici e biblio-teche della Regione. Dopo la devastante alluvionedell’ottobre 2000, oltre alle notizie storiche già ac-quisite, sono state raccolte e schedate tutte le in-formazioni fornite dal personale tecnico dellaRegione, da Enti di ricerca e da liberi professionisti,mentre la banca dati descrittiva è integrata con do-cumenti cartografici. La banca dati è stata imple-mentata con il progetto IFFI (2001-2004) e conattività successive, protratte sino al 2011, in colla-borazione con il Dipartimento di Scienze dellaTerra dell’Università di Torino: in tale ambito sonostati acquisiti tutti i dati esistenti presso le Stazioniforestali della Regione, con validazione geologicadelle informazioni raccolte e, ove possibile, arricchi-mento della base dati cartografica per i dissesti sto-rici. A partire dal 2010 la banca dati è stata arricchitae aggiornata periodicamente in base alle segnalazionisul territorio fornite dalle Stazioni forestali, utiliz-zando una innovativa procedura di acquisizione au-

tomatica dei fenomeni segnalati; questi dati sono poivalidati e inseriti nel Catasto dei dissesti a cura deigeologi del Centro Funzionale.

1.2. - EVENTI ALLUVIONALI

Nella tabella 3 sono elencati, in ordine crono-logico, i principali eventi alluvionali che hanno col-pito il territorio della media e bassa Valle d’Aostae le regioni circostanti. Ricordiamo alcuni aspettidegli eventi alluvionali principali, a partire da quellodel 1846, con particolare riguardo al territorio delFoglio Monte Cervino, rimandando il lettore aMERCALLI et alii (2003), GIARDINO & RATTO(2007), RATTO et alii, (2007) e al Catasto regionaledei dissesti per la storia precedente, maggiori det-tagli e ulteriori notizie su questo ed altri settoridella Regione.1846 - Anno particolarmente funesto per la Valled’Aosta: l’alluvione del 16-17 maggio colpiscegravemente il bacino del T. St Barthélemy, laValtournenche, il comune di Chambave (FoglioChatillon) e l’intera Valle d’Aosta. Si registranoalcune vittime a Cleyvaz, frazione di Valpelline.Un secondo evento alluvionale avviene il 17 ot-tobre, interessando parte degli abitati già disse-stati nei mesi precedenti. Forti piogge associatead elevata fusione di neve e ghiaccio ingrossanola Dora Baltea e alcuni suoi tributari: in Valtour-nenche, dal Giomein a Châtillon, alcune casevicine ai torrenti sono danneggiate o distrutte,mentre grandi blocchi di ghiaccio sono traspor-tati dall’acqua sino a Châtillon.

1866 - Il 27 settembre, dopo quattro giorni di in-tensa pioggia, la Dora esonda in varie zone e ilT. Buthier abbatte alcuni ponti a Valpelline eRoisan.

1868 - Il 17 agosto la Valle del Lys subisce un graveevento alluvionale che provoca due vittime e ladistruzione di decine di ponti. Il 2-3 ottobredello stesso anno il T. Buthier esonda nuova-mente e demolisce uno stabilimento industrialedi Aosta; la piana del Montjovet è inondata dallaDora e a Donnas le acque invadono le stradedel paese; straripano il Lys e molti suoi tributari:una lapide posta sul lato meridionale dellachiesa parrocchiale di Gressoney St Jean indicache l’acqua superò al centro del paese l’altezzadi due metri.

1879 - Il 12 giugno è segnalato lo “scivolamento”di una intera foresta a Cogne, evento che sem-bra anticipare il grande collasso avvenuto aGimillan nel 2000. Frane ed esondazioni inValpelline.

1885 - Il 29 aprile, verso le ore 20, una grande franasi stacca nella zona della Balma, sotto la Beccadi Nona, e discende come debris flow verso la

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piana, trascinando un’enorme quantità di terra,blocchi rocciosi e alberi. i torrenti straripano, ivillaggi di cheneyre e di Pollein sono minacciatie gli abitanti abbandonano le case. Verso le ore21 cade una seconda frana, seguita alle 23 dauna terza, ancora maggiore (MeRcALLi et alii,2003).

1905 - il 29 luglio una “bomba d’acqua” colpisceil comune di Bionaz, in Valpelline, e provocauna violentissima piena del T. crête Sèche chetravolge l’alpeggio Les noyer, causando lamorte di dodici persone e la distruzione di treedifici.

1906 - nella prima settimana di novembre, carat-terizzata da piogge torrenziali, una frana dicrollo distrugge la cappella seicentesca di SantaBarbara a Thoules Dessus, in bassa Valpelline,e danneggia alcune abitazioni della frazione.

1910 - il 13 ottobre un’intensa perturbazione investela vasta regione compresa tra il Piemonte nord-occidentale e la Val d’ossola, generando nume-rose colate detritiche ed esondazioni dei torrentiche provocano gravissimi danni anche in bassaValle d’Aosta, nel territorio dei comuni di Arnad,hône, Bard e Donnaz. Ad Arnad muore unapersona e le coltivazioni allagate sono distrutte.nella frazione San Giovanni di Bard una grandefrana invade l’alveo della Dora e ne devia il corsoverso la strada provinciale, erosa o danneggiataper circa 500 m; la linea ferroviaria è interrotta.Gravi danni si registrano anche nelle valli diGressoney e champorcher, devastate dai corsid’acqua, debris flow e innumerevoli frane. Le con-seguenze più gravi dell’evento alluvionale avven-gono nelle frazioni di Donnaz situate in rivadestra della Dora: gli enormi apporti solidi deitorrenti fer, Valbona (Valsorda) e Boretto travol-gono le frazioni outrefer, clapey, Pramotton,Gran Vert e Montey; dodici case sono distrutteed altre rese pericolanti.

1914 - L’esteso ed intenso evento alluvionale del22-23 luglio provaca una grande piena del T.Marmore e del T. Buthier, con crollo di ponti,esondazioni e danni alla rete stradale; Aosta èallagata dal T. Buthier che esce dall’alveo e de-molisce una fabbrica.

1920 - il 22-24 settembre piogge torrenziali ali-mentano una violenta piena della Dora e di al-cuni suoi tributari, tra cui il T. Marmore e il T.Buthier (il giorno 24 cadono 81 mm di pioggiaad Aosta, 81 mm a Valtournenche, 115 mm aValpelline, 167 a champorcher). i danni mag-giori si registrano in Valsavarenche, in Val diRhêmes e soprattutto in Valgrisenche, mentrela piana tra Sarre e Saint Marcel è inondata. ilgiorno 14 novembre una massa di roccia e dighiaccio si stacca improvvisamente dal Pilier

223noTe iLLUSTRATiVe DeL f. 070 “MonTe ceRVino” DeLLA cARTA GeoLoGicA D’iTALiA ALLA ScALA 1:50.000

Alluvioni XI-XII secoloAlluvione 1390Alluvione 1519Alluvione 1594Alluvione 1610Alluvione 1620- 15-19 giugno

Alluvione 1640 12-20 settembreAlluvione 1646 16-17 ottobreAlluvione 1654 6-8 luglioAlluvione 1680 8 giugnoAlluvione 1734 13 ottobre

Alluvione 1755 14 ottobreAlluvione 1756 2 giugnoAlluvione 1759 23-26 giugnoAlluvione 1772 17 settembreAlluvione 1840 30-31 ottobre

Alluvione 1846 16-17 maggioAlluvione 1846 17-18 ottobreAlluvione 1860 2 settembreAlluvione 1866 27 settembreAlluvione 1868 17 agosto, 2-3 ottobreAlluvione 1879 11-12 giugnoAlluvione 1985 29 aprileAlluvione 1905 29 luglioAlluvione 1906 novembreAlluvione 1908 giugnoAlluvione 1910 13-14 giugnoAlluvione 1914 22-23 luglioAlluvione 1920 settembre e novembreAlluvione 1926 maggio e ottobreAlluvione 1929 12 giugnoAlluvione 1939 maggio e giugnoAlluvione 1948 4-5 settembreAlluvione 1951 20-27 maggio

Alluvione 1957 13-16 giugnoAlluvione 1958 19-20 agostoAlluvione 1972 giugno e agostoAlluvione 1977 7-8 ottobreAlluvione 1978 7 agostoAlluvione 1980 7 agostoAlluvione 1981 22-27 settembre

Alluvione 1993 22-25 settembreAlluvione 1997 17 luglio

Alluvione 2003 13-16 ottobreAlluvioni 2008-2011

Tab. 3 - Elenco dei principali eventi alluvionali e dissesti cor-relati, censiti nella banca dati alfanumerica del Servizio Carto-grafia e Assetto Idrogeologico della Regione, aggiornato in baseal Catasto dei Dissesti, integrato da dati tratti da MERCALLI

et alii (2003); in grassetto le alluvioni più catastrofiche.- Principal alluvial events and related damage, quotedin the alphanumeric database of regional “ServizioCartografia e Assetto Idrogeologico”, updated by means of“Catasto dei Dissesti” and integrated by literature data(MeRcALLi et alii, 2003); bold: catastrophic floods.

d’Angle (Monte Bianco), precipita sul sotto-stante ghiacciaio della Brenva e si propaga ve-locemente sino al fondovalle. cinque giornidopo un’altra enorme massa di ghiaccio e rocciapercorre l’intero ghiacciaio, sbarra il corso dellaDora e risale il versante destro della Val Veny,distruggendo cinquanta ettari di bosco. il ma-teriale franato è dell’ordine di 6-7 milioni di m3

(VALBUSA, 1921; oRoMBeLLi & PoRTeR, 1981).L’evento si ripeterà con caratteri analoghi nel1997. nella prima decade di dicembre una franainterrompe la strada provinciale a Bard.

1926 - il periodo 13-16 maggio è caratterizzato daviolente piene torrentizie in Valpelline, Val diRhêmes e Val di cogne, con crollo di numerosiponti; grave minaccia per il territorio comunalee l’abitato di Pollein per imponente trasporto inmassa e formazione di un nuovo cono di deie-zione; la piana tra Quart e Saint christophe èinondata. nella prima decade di ottobre unatromba d’acqua si abbatte su Le Pouilles (Aosta)e nelle strade l’acqua raggiunge i tre metri d’al-tezza, costringendo gli abitanti a rifugiarsi suitetti; le campagne sono completamente allagate.

1929 - 12 giugno: forte piena della Dora Baltea e dialcuni corsi d’acqua principali, ponti demoliti elesionati in Val Savarenche e in Val di Rhêmes.

1939 - Maggio-giugno: abbondanti piogge prima-verili e fusione della neve sono probabilmentela causa della notevole accelerazione dei movi-menti di una grande frana complessa sul versante nord-orientale del M. Pancherot (Val-tournenche), già attiva l’anno precedente. ilmateriale detritico-glaciale forma “un gran tor-rente di fango” che si suddivide in due rami,uno dei quali raggiunge l’alveo del T. Marmore.il volume della frana, ancora in movimentonell’agosto, è stimato in circa 500.000 m3

(VAnni, 1940).1948 - L’evento del 4-5 settembre colpisce special-

mente la Valle del Lys, con estesi allagamenti aGressoney, crollo di ponti, interruzioni stradali,frane (una ventina ad issime). Le conseguenzepeggiori ad issime dove le acque spazzano viaquattro abitazioni ed una persona perde la vita.crolla il ponte ferroviario tra Donnaz e Pont-St-Martin.

1951 - evento alluvionale dal 20 al 27 maggio: inValtournenche i torrenti chamois e Suis cau-sano gravi danni alla frazione nuarsaz di Antey-Saint-André. A Donnaz, sul versante destrodella valle, si rivivono i timori dell’ottobre 1910:una colata detritica del T. Val Sorda investe lafrazione Montey. Segnalati danni anche in Val-pelline e in Val d’Ayas.

1957 - Ancora più grave è l’alluvione che dal 12 al15 giugno devasta il Piemonte e l’intera valle

d’Aosta, con frane ed estese esondazioni dellaDora Baltea, del Buthier e di molti altri torrentilaterali nel settore settentrionale del Gran Para-diso e in quello meridionale del Monte Rosa(GoVi, 1973).

1958 - Le forti precipitazioni del 19 agosto interes-sano in particolare la Valtournenche, le vallid’Ayas e di champorcher, e la valle principale traBard e châtillon: nelle 24 ore si misurano 76 mmdi pioggia a Bard, 82 a Perrères, 84 a Brusson,94 a Montjovet, 104 a champdepraz, 108 a Pro-miod, 130 a champorcher e 154 a châtillon, va-lore che per quest’ultima località rappresenta lamassima precipitazione giornaliera nel periodo1913-90 (MeRcALLi et alii, 2003). in Valtournen-che, esondazioni, debris flow e frane nel comunedi Antey-Saint-André; un fabbricato è distruttoda una colata a Buisson di sopra.

1972 - in Valtournenche, la frana attiva dell’AlpeSuis, a sud di chamois, contribuisce ad alimen-tare il carico solido del T. Sauverou che, il 5 e 7giugno, genera due colate detritiche che rag-giungono il settore sinistro del conoide pressola frazione nuarsaz (GoVi et alii, 1979). nel pe-riodo 13-17 agosto una perturbazione con epi-centro in alta Valle dell’orco colpisce conpiogge violente le valli settentrionali del GranParadiso e marginalmente la Valle di ollomont,originando violenti processi torrentizi con in-terruzioni alla rete stradale.

1977 - Un’intensa perturbazione in estensionedall’Alessandrino meridionale raggiunge la Valled’Aosta. il 7-8 ottobre numerosi torrenti eson-dano, con sensibili effetti in Val di cogne e nellaValle di champorcher. Lungo la valle principalela Dora straripa in vari tratti tra nus e Donnaz,mentre un’imponente colata detritica prodottadal T. Molinaz (Pontey) invade per circa 300 me con spessori plurimetrici la sede autostradale(MeRcALLi et alii, 2003).

1978 - Un violento nubifragio provoca in bassavalle la piena impetuosa della Dora e dei suoitributari che esondano, causando danni nei co-muni di Verres, Pont Saint Martin, hône ed inparticolare ad Arnad. frane e piene sono segna-late anche nei bacini dei torrenti Ayasse, evan-çon e Lys. nei giorni 7-8 agosto si misurano 84mm di pioggia a Gressoney-d’ejola, 138 a Bard,139 a champorcher, 196 a Pont Boset.

1980 - in Valtournenche, il 7 agosto una colata de-tritica del T. chamois invade il campeggio diBuisson (Antey-St-André), occupato da 900ospiti. A pochi chilometri di distanza, il torrentePetit Monde interrompe la strada regionale neipressi di fiernaz (MoRTARA & TURiTTo, 1989).

1981 - Dal 22 al 27 settembre piogge di forte in-tensità si abbattono su alcuni settori della re-

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gione. in Valpelline, Valtournenche, valli dicogne, di champorcher e del Lys sono segna-late numerose frane e piene in tributari minori.in novembre, una frana in località frassinere(Valpelline) abbatte alcune case disabitate.

1982-1983 - il 17 gennaio 1982 una grande frana dicrollo si stacca dalla testata del ripido bacino chesovrasta l’abitato di fiernaz, modellato nel lemboaustroalpino di etirol-Levaz, sul versante destrodella media Valtournenche: il materiale franato -circa 500.000 m3 di roccia - si distribuisce sul co-noide sottostante, interessando marginalmentel’abitato e la S.S. 406. Dopo giorni di pioggia, il 20-22 maggio 1983, nel canale di scarico del conoideprodotto dalla frana di fiernaz si genera una co-lossale colata detritica che sommerge con spessoriplurimetrici parte delle abitazioni e la strada stataledella Valtournenche (MAnDRone, 1995).

1993 - Dal 22 al 25 settembre un severo evento al-luvionale colpisce numerose vallate della Re-gione. Tra le più colpite la Val di cogne, in cui laGrand’eyvia devasta il campeggio di epinel eabbatte il vecchio ponte di Aymavilles, la Valsa-varenche e l’alta Valle del Lys, con gravi dannialla frazione di D’ejola. il 6 ottobre crolla unaporzione rocciosa del versante che sovrasta l’abi-tato di Buisson in Valtournenche: grandi bocchioltrepassano la strada statale in fondovalle arre-standosi a breve distanza dalla stazione della fu-nivia per chamois (MeRcALLi et alii, 2003).

1997 - il 18 gennaio una grande porzione di granito(circa 100.000 m3) si stacca dallo Sperone dellaBrenva del Monte Bianco e crolla sul sottostanteghiacciaio della Brenva dando origine ad una ve-locissima valanga mista che ingloba blocchi roc-ciosi, ghiaccio e neve. Una nube gigantesca, altaalcune centinaia di metri, spazza il ghiacciaio, rag-giunge il fondovalle investendo un gruppo disciatori (due perdono la vita), abbatte un boscosecolare di conifere e risale lungo il versante de-stro della bassa Val Veny, esaurendosi contro ilMont chetif (BARLA et alii, 2000; BoTTino et alii,2002). Analogo fenomeno era avvenuto nel1920. nell’estate sono segnalati colamenti rapidinella conca di chamois.

2000 - La grande alluvione. Tra il 13 ed il 16 otto-bre 2000 l’intera Valle d’Aosta è colpita da unodei più severi eventi alluvionali avvenuti negliultimi due secoli. come ricordato nelle note delfoglio chatillon (RATTo in DAL PiAz et alii,2010), l’estrema gravità dei suoi effetti è legataalla coazione dei seguenti fattori predisponentie scatenanti: i) intense precipitazioni su tutto ilterritorio regionale; ii) presenza, all’interno delfenomeno, di alcune fasi di forti precipitazioni,in particolare durante le prime ore del 15 otto-bre; iii) innalzamento dello zero termico da

2400 a 3000 m per effetto di venti di scirocco econseguente scioglimento della coltre nevosacaduta in precedenza; iv) avanzato stato di sa-turazione delle coltri di materiali porosi che ri-vestono i versanti per effetto delle intenseprecipitazioni avvenute tra fine settembre e iprimi di ottobre (100-200 mm); v) assetto lito-logico e morfologico. L’alluvione del 2000 fucaratterizzata dall’estensione regionale dei feno-meni e dalla loro varietà tipologica, con estesearee esondate, frane di scivolamento, colate ra-pide e fenomeni di trasporto in massa su co-noidi. essa provocò diciassette vittime tra lapopolazione e danni alle infrastrutture per 500milioni di euro. in successione cronologica,questi sono stati i principali fenomeni prodottidall’evento dell’ottobre 2000: i) drastico au-mento dei livelli idrici di tutti i corsi d’acquasino a valori critici; per quanto riguarda la pienadella Dora Baltea, il picco strumentale è transi-tato tra le ore 9.00 (media valle) e le 14.00 didomenica 15 ottobre (bassa valle), con una por-tata vicina a 3.100 m³/s e un tirante idrico su-periore di 4 m rispetto al livello di esondazione;ii) innesco dei fenomeni di debris-earth flows, soilslip e frane tra il 14 ottobre (area di Gimillan,presso cogne) e la mattina del 15, principal-mente tra le ore 7.00 e le 9.00, nel settore cen-trale della valle (Pollein, nus, fenis, chambave);iii) innesco di dissesti lungo le aste torrentizie tri-butarie, tra cui quelle del Buthier, del Marmoree del Lys; iv) attivazione o riattivazione di feno-meni gravitativi che coinvolgono estese superficie grandi volumi. i principali dissesti registrati nelterritorio del foglio Monte cervino sono statil’erosione, il rimodellamento e la divagazione divari tratti degli alvei nelle tre valli principali e nelleloro tributarie, la deposizione di materiale gros-solano nelle piane esondate e i diffusi fenomenidi debris flow lungo molti conoidi alluvionali econi misti al piede dei versanti e nei ripidi gradinidelle valli laterali sospese. con riferimento allezone abitate, vanno ricordati l’isolamento diAntey-St-André e dell’alta Valtournenche cau-sato dalla esondazione dei torrenti Petit Mondee covalou e dalla profonda ersosione dell’alveodel Marmore a Grand Moulin, i debris flow chehanno interrotto le strade regionali della Valpel-line e della Valle di St Barthélemy e, in quest’ul-tima, il crollo del ponte della strada per Lignan,ubicato a q. 1343, poco a valle di issologne (almargine del foglio chatillon).

eventi recenti - Piogge intense e dissesti correlati(esondazioni, debris flow) dal carattere prevalen-temente locale sono avvenuti in Valtournenchee in Valpelline nel maggio-giugno 2008 e nel-l’estate 2011.


Valutando la distribuzione e la cronologia deglieventi alluvionali sulla base dei dati storici ripor-tati nel catasto dei dissesti, appare chiaro che,salvo qualche caso particolare, i fenomeni più de-vastanti sull’ambiente naturale e sulle struttureantropiche si ripetono da secoli negli stessi luo-ghi, evidenza che gli abitanti tendono tuttavia arimuovere, convinti che “non s’era mai visto un eventodi tale gravità” o che “l’evento era imprevedibile”. Di-menticare la storia è la causa prima del ripetersidegli stessi errori: molti sono i dissesti che si do-vrebbero ricordare, dalla ripetuta attivazione diconoidi alluvionali, come quelli dei torrenti Com-boé (1711, 1957, 2000), Chalamy (1110, 1654,1673, 1766, 1958) e Saint-Barthélemy (1846,2000), alle piene della Dora Baltea, fenomeni chehanno provocato gravi danni durante svariati epi-sodi alluvionali avvenuti nei secoli, senza dimen-ticare il crollo di numerosi ponti quasi sempre neimedesimi luoghi, tra cui il Pont Suaz di Charven-sod, ai piedi del Monte Emilius, distrutto e rico-struito almeno quindici volte dal 1332 (RATTO inDAL PIAZ et alii, 2010). Ancora una volta, quindi,si conferma l’importanza di conservare ed utiliz-zare la memoria storica degli eventi pregressiquale elemento fondamentale nella valutazionedella pericolosità e del rischio e, di conseguenza,nella pianificazione territoriale (GOVI et alii, 1979;RATTO et alii, 2007).

1.3. - FRANE

Nel territorio del Foglio Monte Cervino, lacarta alla scala 1:25.000 distingue una dozzina difrane con trasporto glaciale, oltre duecento franerecenti e debris flow descritti in dettaglio nel CapitoloIV dedicato alla stratigrafia dei depositi quaternari,a cui si rimanda. Gli accumuli di frana (sigla a1) e,in particolare, i debris flow (b4) assumono particolarerilevanza ai fini della valutazione delle condizionidi rischio. Il foglio riporta gli accumuli di frana didimensioni maggiori, prodotti in prevalenza da fe-nomeni di crollo, concentrati nei bacini dei T. Mar-more e di St Barthélemy, più scarsi in Valpelline enel settore svizzero. Ulteriori notizie sono reperi-bili nel citato Progetto IFFI, che ha censito in Valled’Aosta 5.218 fenoneni franosi (DGPV comprese),corrispondenti ad una superficie di circa 580 km²;tenendo conto delle numerose frane storiche di cuinon è possibile definire l’estensione è ragionevoleritenere che il territorio regionale interessato daifenomeni franosi sia il 24% circa. I fenomeni piùfrequenti sono i crolli, seguiti dalle frane di scivo-lamento, da quelle complesse e dai colamenti su-perficiali, mentre le dimensioni maggiori sonoquelle delle deformazioni gravitative, seguite daicrolli e dalle frane complesse.

1.4. - ALCUNE FRANE STORICHE

I principali accumuli di frana presenti nell’areadel foglio sono descritti nella parte del Capitolo IV,dedicata alla stratigrafia e alle facies dei depositiquaternari, nell’Inventario dei fenomeni franosi(ALBERTO et alii, 2007; RATTO et alii, 2007) e nel Ca-tasto dei dissesti. Riprendiamo ora e completiamola descrizione di alcuni episodi molto recenti e si-gnificativi, la frana della Becca de Leseney in Val-pelline (1953) e quella della cresta del Leone alCervino (2003), dissesti che si aggiungono allefrane di Randa in Vallese, del 1991 (SARTORI et alii,2003), del Felik (4 agosto 1936; MONTERIN, 1937;DUTTO & MORTARA, 1992), alla testata della Vald’Ayas (Foglio Monte Rosa 1:50.000), del MonteErsa, Chamois (VANNI, 1925) e Fiernaz-Buisson(MANDRONE, 1995) in Valtournenche ed a moltealtre minori. Questi eventi sono la palese testimo-nianza della fragilità endemica dell’ambiente di altamontagna, in evidente peggioramento soprattuttonella fascia altimetrica soggetta al recente disgelodel permafrost, fenomeno registrato anche in moltirock glacier e DGPV.

1.4.1. - La frana della Becca de Luseney

Il maggiore dissesto recente della Valpelline èla frana della Becca di Luseney (Leseney), avvenutal’8 giugno 1952 (CERUTTI, 1952; STRAGIOTTI & PERETTI, 1953; DUTTO & MORTARA, 1991). Sitratta di una rock avalanche staccata dalla parete oc-cidentale della Becca di Luseney (3503 m), a 3150-2900 m di quota, scivolata lungo un piccologhiacciaio di placca, ormai sparito, e propagatasiverso nord entro la stretta comba di Arbières, finoal T. Buthier, con un dislivello complessivo di quasi1500 m ed un percorso di 3,9 km (fig. 117). Rag-giunto il fondovalle, il materiale di frana ha rimon-tato il versante opposto per una cinquantina di


Fig. 117 - Frana della Becca de Leseney in Valpelline, 1952 (STRAGIOTTI &PERETTI, 1953): percorso e limiti della rock-avalanche nel vallone di Arbière.- Becca de Leseney landslide, Valpelline, 1952 (STRAGIOTTI & PERETTI, 1953):

trajectory and boundaries of rock-avalanche along the Arbière valley.

metri, fino all’attuale strada regionale della Valpel-line, seppellendo i casolari dell’alpeggio di chamin(quattro vittime). L’enorme accumulo è costituitoda blocchi di paragneiss kinzigitici della Serie diValpelline in matrice sabbioso-limosa di origineglaciale e gravitativa: il suo volume è di almeno 4-5 milioni di m3, assai maggiore delle stime fornitein letteratura (0,3-1,5 milioni di m3). il processo hacoinvolto anche un notevole volume di ghiaccio(almeno alcune decine di migliaia di m3), docu-mentato dalla presenza nel corpo di frana, a 2050-2100 m e sul fondovalle, di caratteristici blocchidi ghiaccio compatto, di forma conica, alti alcunimetri e rivestiti da detrito minuto, fotografati da STRAGioTTi & PeReTTi (1953) una settimanadopo l’evento. La frana sbarra il T. Buthier, cre-ando un lago effimero di oltre 300.000 m3, mo-tivo di fortissime preoccupazioni per tutta laValpelline e per la città stessa di Aosta: due giornidopo l’acqua, aprendosi violentemente un varconell’accumulo, travolge due case nella frazionePoullaye.

nell’ortofoto e nell’immagine LiDAR si ve-dono chiaramente la nicchia di distacco, il per-corso della frana sulla sinistra di una vasta coltredi depositi detritici di origine mista, provenientidalla parete nord-ovest della Becca, il supera-mento dell’incisione che marca la faglia di Prazde Dieu-Vofrede, in grande evidenza morfologia(fig. 104A), i gradini finali e quello che resta del-l’accumulo frontale, eroso dal Buthier e preser-vato in riva destra del fiume. La sua presenza ètanto più rilevante in quanto la Valpelline è unavalle molto povera di grandi eventi di questotipo.

1.4.2. - La frana alla cheminée del Cervino nell’estate 2003

i detriti diffusi alla base delle pareti del cervinosono l’evidenza di una lunga storia di crolli che carat-terizza l’evoluzione recente della catena (GioRDAno,1869a). il 9 luglio 1943 crolla un tratto della crestadi furggen e il fenomeno si ripete il 18 agosto; nelcomplesso sono circa 240.000 i m3 di roccia checadono sul ghiacciaio del cervino (VAnni, 1943),generando un ampio conoide ancora ben visibilesotto la copertura glaciale.

numerose frane di crollo sono avvenute in tuttala catena alpina nella caldissima estate del 2003,quando lo zero termico era rimasto a lungo soprai 4500 m (e.g., SchieRMeieR, 2003; GRUBeR et alii,2004; GRUBeR & hAeBeRLi, 2007). L’evento piùnoto nelle Alpi occidentali è quello che il 18 agostoha sconvolto la cresta del Leone e la via di salitadel cervino dal versante italiano, nel tratto dellacosiddetta “cheminée”, poco sotto la capanna carrel(hARRiS et alii, 2009; AMiTRAno et alii, 2010; hASLeR

et alii, 2012). in realtà, la “cheminée” era un diedroverticale, alto una quindicina di metri, attrezzatocon un catena, un tempo con canapo (fig. 118A).


fig. 118 - (A) il diedro della cheminée, fotografia storica. (B) Scistosità esistemi di frattura nella cresta del Leone sotto la capanna carrel (per la

cortesia di L. Trucco).- (A) Dihedral structure of Cheminée, historical photography. (B) Schistosity and

fracture systems of Lyon ridge below the Carrel Hut (L. Trucco courtesy).

B

A

Il diedro era definito da due sistemi di giunti or-togonali entro un complesso di gneiss graniticidella Serie di Arolla, solcati da un filone leucocra-tico sub-orizzontale (DAL PIAZ, 1992, 1996b). Siè trattato del crollo improvviso dell’intero spe-rone che costituiva il fianco sinistro (salendo) deldiedro: il distacco è avvenuto lungo una fratturasubverticale, diretta circa nord-sud e trasversalerispetto alla cresta del Leone, e alla base lungo S2e un sistema di giunti a franappoggio, meno in-clinati del versante molto acclive. La frattura subverticale era piena di permafrost, come docu-mentato dalla lastra di ghiaccio lucente espostain parete a crollo avvenuto (fig. 6). Lo speronepoggiava sul fianco normale, pendente dolce-mente verso sud-ovest, della grande piega cori-cata con cerniera e pieghe parassite visibili nellepareti sud ed ovest, a lato della cresta del Leone(profilo A a margine del foglio). Il crollo non hafortunatamente causato vittime, anche se habloccato numerosi alpinisti alla Capanna Carrel(3829 m), riportati a valle con l’elicottero. Dopouna laboriosa opera di disgaggio dei numerosimassi pericolanti e di parziale ripristino, la via delLeone è stata riaperta agli alpinisti. Permane tut-tavia uno stato di estrema precarietà di questotratto della Gran Becca (non il solo), caratteriz-zato da ammassi rocciosi instabili, frammentatida sistemi di fratture beanti e con giacitura sfa-vorevole, come appare chiaramente in figura118B.In via sperimentale, nel 2007, è stato installato

presso la Capanna Carrel, a cura del CNR-IRPI diTorino e della Regione, un sistema di controllo te-lematico basato su misure in situ delle variazioni ditemperatura della roccia e su una rete di geofoni perregistrare le emissioni acustiche prodotte dall’aper-tura di fratture e per segnalare l’ulteriore evolversidelle condizioni di deformazione dell’ammasso roc-cioso (ARATTANO et alii, 2008). Le prime registra-zioni hanno indicato una possibile correlazione trala distribuzione degli eventi microsismici, concen-trati in specifiche parti del settore sotto controllo, el’andamento della temperatura (AMITRANO et alii,2010, con rif. bibl).Analoghi crolli erano avvenuti il 15-16 luglio

lungo la cresta dell’Hörnli, causando la chiusuradella via normale svizzera. Anche in questo casole condizioni dell’ammasso roccioso e la sua evo-luzione in rapporto alle variazioni climatiche e aldegrado del permafrost sono state monitorate invia sperimentale con l’installazione, a 3440-3480m, di una serie di sensori termici e di strumentigeotecnici per il controllo cinematico delle frat-ture (HASLER et alii, 2008, 2012, con rif. bibl).Altri crolli nella zona della Capanna Carrel sono

avvenuti nelle estati 2006 e 2010.

2. - DEFORMAZIONI GRAVITATIVE EGRANDI FRANE

Le deformazioni gravitative (Sackung, tassement)possono essere considerate frane molto lente, alungo attive e che coinvolgono aree di estensionechilometrica e volumi di roccia dell’ordine delle cen-tinaia di milioni di m3 o maggiori. In questi ultimianni le ortofotografie e le immagini satellitari ad altarisoluzione hanno favorito notevolmente l’indivi-duazione e l’analisi delle aree in dissesto. Secondouna definizione corrente, le “deformazioni gravita-tive profonde di versante” (DGPV) sono “feno-meni di movimento in massa in cui la presenza diuna eventuale superficie di scorrimento continuanon è macroscopicamente evidente e non è neces-sario postularla per rendere conto delle deforma-zioni osservate sia in superficie che in profondità.L’entità della deformazione è piccola rispetto alle di-mensioni del fenomeno” (SORRISO-VALVO, 1995). Inrealtà le tipologie sono molteplici, espressione dicondizioni locali o di stadi evolutivi differenti: i) inmolti casi il processo ha carattere multilaterale, coin-volgendo una intera dorsale sottoposta a sistemi dideformazione variamente orientati, ii) possiede unasuperficie di scorrimento basale, esposta o sepolta,espressa da anisotropie litostratigrafiche, strutturalio meccaniche, iii) il grado di deformazione internapuò essere elevato anche se lo spostamento lateraleè in genere relativamente piccolo, tranne che per ilsettore distale, privo di sostegno dopo il ritiro glacialee spesso caratterizzato dal rilascio di imponenti frane(e.g., BERTOLO, 1990; DAL PIAZ, 1992; GIANOTTI,2010). L’innesco delle deformazioni gravitative e laloro evoluzione spazio-temporale richiedono condi-zioni morfologiche e strutturali favorevoli, con par-ticolare riguardo ad una elevata energia del rilievocon decompressione laterale dei versanti dopo il ri-tiro del ghiacciaio di valle, alla presenza di potenzialipiani di scivolamento e alla loro giacitura o a sistemidi giunti subverticali e a franappoggio, meno inclinatidel versante. Elementi morfologici utili per il loro ri-conoscimento sono lo sviluppo di sdoppiamenti dicresta, crepacci, trincee e depressioni chiuse, anchedi notevoli dimensioni, movimenti rotazionali docu-mentati da superfici in contropendenza, scarpate,collassi della parte frontale se delimitata da una su-perficie libera (e.g., ZISCINSKY, 1969; CAVALLIN et alii,1987; SORRISO-VALVO, 1988; BERTOLO, 1990; PASUTO& SOLDATI, 1990; CRESCENTI et alii, 1994; DRAMIS &SORRISO-VALVO, 1994; PASQUARÈ, 2001; MASSIRONIet alii, 2003). Oltre ai fattori predisponenti, è tuttorain discussione la causa determinante del dissesto: lapura gravità (come vorrebbe il nome) o una sua in-terazione con la tettonica recente e la sismicità (e.g.,DRAMIS, 1984; GIARDINO et alii, 1997; BISTACCHI &MASSIRONI, 2001; CADOPPI et alii, 2007).


nel foglio Monte cervino e in altri settori dellaValle d’Aosta si osserva un campionario di defor-mazioni gravitative di notevole interesse, alcunenote da tempo (MoRTARA & SoRzAnA, 1984, 1987;BeRToLo, 1990; DAL PiAz, 1992; De GiUSTi et alii,2004), altre segnalate recentemente (ALBeRTo et alii,2007; GiAnoTTi, 2010; DAL PiAz et alii, 2011b;MARTinoTTi et alii, 2011) o ancora inedite ed evi-denti soprattutto nelle immagini LiDAR (fig. 119A),

rese disponibili nel 2011 (solo per la parte italiana),dopo la conclusione dei rilievi di campagna e la con-segna di una prima bozza digitale del foglio. nelcomplesso sono state riconosciute alcune decine dizone soggette a deformazione gravitativa, di varie di-mensioni e più o meno evolute, per un’area di circa43 km2, corrispondente al 10% del settore italianodel foglio. in carta sono stati indicati con il consuetosovrassegno solo i dissesti maggiori. in alcuni casi le


fig. 119 - Le deformazioni gravitative contrapposte della Motta di Pleté(Motte de Plété) e dei Jumeaux (SA), la cui fronte raggiunge l’alveo del T.Marmore. (A) immagine Lidar, legenda: 1) Motta sud-ovest, q. 2840; 2)Motta nord, q. 2869; 3-4) faglia listrica superiore; 5) primo gradino; 6) altrigradini e scarpate di faglia minori a quote più basse; 7) Bec Pio Merlo,2617 m; 8 e 9) scarpate laterali; 10) frana di crollo del Baracon, a sud dellaMotta, v. fig. 98; 11) Grand collet, DGPV delle cime Bianche; B-c) Bre-uil-cervinia, G) Lago Goillet; SA) Sackung (tassement) dei Jumeaux. (B)La deformazione gravitativa della Motta di Pletè, il Breithorn e il MonteRosa, diapositiva dal colle di Vofrede del 18/09/1990 (a fini glaciologici).- opposite gravitational deformations of Motta di Pleté (Motte de Plété) and Jumeaux(SA), whose front reaches the Marmore riverbed. (A) Lidar image, legend: 1) Mottasouth-west, 2840 m; 2) Motta north, 2869 m; 3-4) upper listric fault; 5) first step;6) further steps and minor fault escarpments at lower altitude; 7) Bec Pio Merlo, 2617m; 8 e 9) lateral escarpments; 10) Baracon landslide, south of Motta, see Fig. 98;11) Grand Collet, gravitational deformation Cime Bianche; B-C) Breuil-Cervinia,G) Goillet lake; SA) Jumeaux sackung (tassement). (B) Panorama of the gravitationaldeformation of Motta di Pletè, Breithorn and Monte Rosa, slide from Colle di Vofrede,

September 18th, 1990 (glaciological purpose).

A

B

deformazioni gravitative si estendono sino alla basedel versante, raggiungendo il fondovalle. il feno-meno è particolarmente evidente nei dintorni diAvuil, poco a valle di cervinia, dove il fondo dellaValtournenche è ridotto allo stretto alveo del Mar-more per effetto di due grandi deformazioni gravi-tative che interessano i due versanti opposti (fig.119A): in sinistra la DGPV della Motta di Pleté, indestra quella dei Jumeaux. Si tratta di deformazionigravitative non particolarmente estese, se confron-tate con le maggiori DGPV della regione (≥ 20 km2):sono però tra le prime ad essere state individuate, siaper la loro marcata evidenza morfologica, sia per lapresenza tra cervinia (cielo Alto) e la centrale cVAdi Perrière di molteplici strutture (abitative, sciistiche,idroelettriche) soggette a deformazione. il lento sci-volamento verso il fondovalle e la conseguente per-dita di contrasto laterale hanno comportato unmarcato allentamento del substrato roccioso e la suasuddivisione in blocchi e ammassi separati da frattureaperte, di ogni dimensione e variamente orientate;queste ultime, colmate da detriti, assumono l’aspettodi trincee e depressioni chiuse, come quelle esemplaridelle cime Bianche (versante occidentale) e del paesedi Valtournenche. Le maggiori trincee con decorsosubparallelo al pendio finiscono per ospitare corsid’acqua effimeri, oppure, se il clima lo consente, pic-coli ghiacciai.

Motte de Plété - La deformazione gravitativadella Motte de Plété, tuttora attiva, coinvolge ilmassiccio omonimo costituito da una vetta sud-occidentale (2840 m), da una vetta centro-setten-trionale (2869 m) e da una vetta orientale (2962 mnella cTR), situate all’estremità della cresta spar-tiacque che, partendo dalla Gran Sometta (3166 m,foglio Monte Rosa), separa il circo del Breuil daquello minore delle cime Bianche-Gran collet-il-liaz (Saletta) (fig. 119A-B). La sommità della dor-sale ha una caratteristica forma pianeggiante consuperficie inerbita: verso ovest essa è delimitatadalla regolare scarpata con cui inizia la deforma-zione principale che coinvolge l’intero versante esi estende sino a cielo Alto (cervinia) e al Mar-more (2000-1900 m), nella zona dei tornanti sopraPerrière; la fronte del dissesto è lunga quasi 3 kme l’area coinvolta supera i 6 km2. negli altri due latila dorsale Gran Sometta-Motte de Plété è delimi-tata da versanti esarati dai ghiacciai, poi erosi e sog-getti a frane di crollo, anche se non mancanofratture e gradini longitudinali (diretti circa est-ovest) che documentano incipienti fenomeni diestensione e collasso in senso trasversale, con ab-bassamento relativo di qualche metro del settoresettentrionale del pianoro sommitale erboso.

come indicato nello schema tettonico a marginedel foglio, la dorsale della Motte de Plété è modellatain litotipi riferibili alle tre unità tettoniche della zona

del combin (DAL PiAz et alii, 1979a; DAL PiAz,1988, 1992; BeRToLo, 1990; VAnney & ALLeMAnn,1990; De GiUSTi et alii, 2004): i) l’unità ofiolitica delcombin, nel tratto superiore, ii) l’unità di scolla-mento Pancherot-cime Bianche, tra 2700 e 2450 mcirca sul lato meridionale, iii) l’unità ofiolitica delcombin inferiore (BUcheR et alii, 2003, 2004), ma-scherata in larga misura da detrito di falda e franeed estesa sino alla base dei due versanti, dove poggia,con contatto tettonico, sull’unità eclogitica di zer-matt-Saas. La prima unità è costituita da dominantiprasiniti tabulari, con qualche intercalazione di cal-cescisti, rare quarziti a manganese e serpentiniti mi-lonitiche. La seconda è costituita da marmi, dolomie,quarziti e scisti quarzitici permo-mesozoici in affio-ramenti piccoli e distanziati. La terza, visibile solonel tratto inferiore del versante meridionale, ha spes-sore di 150-200 m ed è costituita da anfiboliti albi-tiche e prasiniti, talora a granato, con qualche lentedi serpentiniti milonitiche.

L’assetto morfologico e strutturale della defor-mazione gravitativa è apprezzabile, nel suo in-sieme, in fotografie riprese dai pressi del Mt Blancdu creton (fig. 119B), nelle ortofoto e soprattuttonella splendida immagine LiDAR (fig. 119A). Par-tendo dall’alto, la prima grande scarpata corri-sponde al piano della faglia gravitazionale (fig.120A) che, con rigetto di circa 150 m, ribassa i cal-cescisti del pianoro sommitale a formare il grandegradino erboso che culmina a q. 2726 (fig. 120B);il carattere listrico della faglia è documentato dallarotazione del gradino con inclinazione in contro-pendenza di una ventina di gradi. Profondi cre-pacci e cavità carsiche, più o meno mascherati dalmanto erboso, descrivono il sistema di sforzi ten-sionali in atto nella zona, diretti verso ono (prin-cipale), nord-est e sud (fig. 120B). il gradino, lungocirca 700 m e largo 300-400 m, è suddiviso in treparti: quella centrale, erbosa, e due laterali, ribas-sate rispettivamente verso nord-est e verso sud damarcati gradini trasversali. Verso valle, il gradinoprincipale è delimitato da una seconda scarpata,più lunga e articolata della precedente. Procedendoda nord verso sud, il primo tratto della secondascarpata pende a nord, si estende sino a q. 2726 me costituisce la corona di un circo delimitato sullasinistra dal Bec Pio Merlo (2617 m). il tratto sot-tostante immerge ad occidente, è interrotto e ri-bassato dal gradino diretto est-ovest che forma ilfianco destro dell’alto vallone sopra cleyves de laSeyvaz e prosegue lungo la cresta collassata che se-para tale vallone da quello di champ Long, riccodi grandi accumuli di frana e in cui è insediata lacondotta forzata della centrale idroelettrica di Per-rière. non mancano i blocchi ruotati anche a quoteinferiori (fig. 120c). Gradini irregolari, rimodellatida erosione e collassi, si osservano percorrendo la



fig. 120 - Aspetti della deformazione gravitativa della Motta di Pleté: (A) la grande faglia listrica sommitale; (B) la superfice erbosa del primo gradino, ruotatorispetto alla posizione suborizzontale originaria, con numerosi crepacci; (c) altro blocco ruotato in contropendenza; (D) il Bec Pio Merlo e la parte bassa,

fortemente disgregata, della DGPV.- Features of the Motta di Pleté gravitational deformation: (A) the great top listric fault; (B) the grass surface of first step, rotated from the former subhorizontal setting and cut by

numerous crevasses; (C) another counterslope rotated block; (D) Bec Pio Merlo and the pervasively dismembered lower part of the gravitationasl deformation.

A

B C

D

pista della vecchia decauville per la diga del Goillet,in particolare a nord del Bec Pio Merlo, a 2500 mcirca (con depositi glaciali e falesia di prasiniti, cal-cescisti e marmi), nella dorsale di q. 2304 m (pra-siniti con sottostanti calcescisti e dolomie), inlocalità chapellette (2377 m, prasiniti e dolomie)e, ancora più in basso, tra ivette e cielo Alto (fig.120D). Man mano che si procede verso valle, di-minuiscono gli affioramenti rocciosi di una certaestensione e divengono predominanti i prodottisciolti derivati dal loro estremo collasso, conaspetto spesso di vere e proprie frane, assieme adepositi quaternari coinvolti nella deformazione oprodotti dalla locale erosione di forme rilevate.

La Motte de Plété è una tipica DGPV. Le causepredisponenti del dissesto sono la presenza di unammasso roccioso con caratteristiche meccanichein genere scadenti, una fratturazione spesso per-vasiva e la generale giacitura a franappoggio conmoderata inclinazione (5-30°) del bedding litostrati-grafico, della conforme scistosità regionale S2, deicontatti tettonici interni e di quello basale dellazona del combin, caratterizzato quest’ultimo dallapresenza di lame di serpentiniti milonitiche e clo-ritoscisti. Un ruolo importante nell’evoluzione delprocesso è assunto dalle acque di fusione delle nevie delle piogge, completamente assorbite dall’areadel dissesto che appare priva di un reticolato idro-grafico; esse sono convogliate sopra il piano di sci-volamento basale e riemergono al contatto tra lefrane frontali e i sottostanti depositi glaciali difondo (e.g., Villa Rey). La causa determinante va at-tribuita alla ridistribuzione degli sforzi in seguitoal ritiro dell’antico ghiacciaio di valle che, appog-giato al versante, lo sosteneva: in altre parole allagravità e alla decompressione di un versante sovra-compresso e ad alta energia (DAL PiAz, 1992).Schematizzando l’evoluzione del processo, l’in-sieme di questi fattori ha prodotto nello stadio ini-ziale l’apertura di vecchi giunti e di nuove frattureparallele al versante e la loro migrazione versol’alto, con disarticolazione dell’ammasso rocciosoe la formazione di depressioni chiuse. Segue lo sta-dio intermedio, caratterizzato da lenti fenomeni discivolamento dell’ammasso roccioso lungo lerocce carbonatiche tettonizzate dell’unità Panche-rot-cime Bianche e soprattutto lungo il sottostantecontatto milonitico-cataclastico tra la zona delcombin inferiore e la zona di zermatt-Saas: il pro-cesso è governato da faglie gravitazionali, subverti-cali o listriche, con formazione di una successionedi grandi gradini che progressivamente si abbassano,ruotano e si rompono ulteriormente, dando luogoalle prime frane nel settore frontale e in quelli piùacclivi. Lo stadio finale, tuttora in atto, è caratteriz-zato dal collasso dell’intera dorsale, con sviluppo difrane e di campi di grandi massi che rivestono vasti

settori alla base del versante. nel loro insieme, il pia-noro sommitale della Motte de Plété e la sottostantegradinata di blocchi ruotati e ribassati costituisconoun analogo naturale, a piccola scala, della spalla edegli alloctoni estensionali di un margine continen-tale passivo di tipo assimmetrico.

Jumeaux - Già nota e cartografata come régionécroulée (ARGAnD, 1908), frana (heRMAnn, 1938),frana dei Jumeaux (BeRToLo, 1990; DAL PiAz, 1992)o Sackungmasse del Rif. Bobba (BUcheR et alii, 2003,2004), la deformazione gravitativa dei Jumeaux sidistingue dalla DGPV della Motte de Plété per isuoi caratteri peculiari, simili a quelli di una franadi scivolamento in blocco in un versante rocciosomolto acclive (è stata inserita in questo capitolo perle dimensioni dell’accumulo e per la sua posizionein fronte alla DGPV della Motta di Pletè). Si trattadi uno o più frammenti di basamento cristallino(paragneiss kinzigitici in genere alterati, con peg-matiti, occasionali anfiboliti e rari marmi a silicati),formanti un ammasso ancora unitario anche sefratturato, allentato o fortemente disarticolato alsuo interno, ma tale da suscitare l’errata mpres-sione della presenza di roccia in posto, indicatacome tale nel foglio Monte Rosa alla scala1:100.000 (1912) e riferita alla Serie di Arolla. ilcorpo ha forma subtriangolare e notevole spes-sore, si estende per circa 2.5 km2 dallo sperone delRif. Bobba (2770 m) al letto del Marmore (2000-1950 m), con una fronte di 1.5 km, ed è delimitatolateralmente dai valloni di Maberge e Vofrede (fig.119A): il volume coinvolto è dell’ordine di 200 mi-lioni di m3. il profilo topografico mostra due prin-cipali rotture di pendenza (a 2570 e 2250 m) e altreminori, parallele all’asse vallivo; verso la parte fron-tale il corpo mostra una crescente frammentazionesino ad apparire, a tratti, come un ammasso digrandi blocchi sciolti, frammisti a materiale fine. Lazona di distacco non ha particolare evidenza mor-fologica, ma in ogni caso è riferibile all’unità kinzi-gitica del lembo Mont Mary-cervino che affiora trai 3300 e i 2400 m di quota nella parte inferiore dellagrande parete delle Murailles, nel tratto Becca diGuin-Jumeaux. il fenomeno è avvenuto lungo unoo più piani di scivolamento ravvicinati, costituiti daun sistema di fratture a franappoggio inclinate menodella parete, accoppiate a discontinuità parietali e di-scordanti rispetto alla scistosità e alle strutture re-gionali, disposte entrambe a reggipoggio (vedisezione geologica B); l’orizzonte di scorrimento èmarcato da cataclasiti e brecce di frizione nerastre erugginose, affioranti localmente presso il Rif.Bobba, con pendenza di 40-50° e spessore sino a 20m circa. il rigetto verticale è di oltre 400 m e la tra-slazione sul piano orizzontale di circa 1700 m. Allafronte, il corpo ha uno spessore attorno ai 300 med è ubicato in riva destra del Marmore, senza oc-


cupare l’intero fondovalle, situazione forse spiega-bile ipotizzando che esso si sia arrestato contro ilghiacciaio del Marmore, ancora presente. il corpodi frana presenta, soprattutto nel settore settentrio-nale (sinistro idrografico), chiari segni di rimodella-mento e di deposito ad opera del ghiacciaio di vallee di quelli una volta esistenti ai suoi lati, risultandoquindi antecedente alle loro ultime riavanzate mag-giori (BeRToLo, 1990; DAL PiAz, 1992): buona partedel dissesto era già avvenuto nel Tardoglacialequando la “linea di equilibrio” (eLA) si attestava an-cora sotto i 2400 m (cfr. iV.4.1).

cresta della forca, Grand collet, Becca d’Aran- Deformazioni gravitative con distacco e scivola-mento di fette di pareti rocciose lungo fratture sub-verticali e discontinuità tettono-stratigrafiche a bassoangolo sono presenti al margine nord-orientale delfoglio, nella conca del Breuil e nel versante sinistrodell’alta Valtournenche, ove costituiscono la partefrontale di dissesti ubicati nel contiguo foglioMonte Rosa. il primo caso è situato alla base dellaparete sud della cresta della forca (furggrat) e con-volge le successioni carbonatiche e silicoclastichedell’unità Pancherot-cime Bianche, ribassate di circa250 m ed appoggiate su un substrato di metabasalticon banda di quarziti a manganese. il dissesto siestende lateralmente alla zona dei Trinceramenti deifornets, a est del foglio, dove il rigetto si riduce acirca 150 m (fig. 103).

il Grand collet (2725 m) è una propaggine frontaledella grande DGPV delle cime Bianche (foglioMonte Rosa), una caratteristica bassa dorsale che at-tualmente divide in due parti il circo glaciale tra laMotte de Plété e la Becca d’Aran, in origine moltoampio. Si tratta di un gigantesco blocco della zona delcombin, formato da calcescisti, prasiniti, dolomie equarziti triassiche, scivolato lungo il contatto tettonicocon la sottostante zona di zermatt-Saas, dolcementeinclinato verso valle (ovest). come appare chiaramentenell’immagine LiDAR (fig. 119A), il Grand collet èuna specie di “ferro da stiro” a pianta lenticolare, consommità piatta (paleosuperficie erbosa tipo quella dellaMotta), fianchi acclivi e ampio settore frontale defor-mato da trincee e gradini diretti ne-So. Verso montesi osserva il complesso sistema di trincee e gradini di-retti nord-sud che deformano il lato occidentale dellacresta spartiacque delle cime Bianche (Bec carré-Pointe Sud, cTR), costituita dalle successioni calca-reo-dolomitiche dell’unità omonima. Prendendocome riferimento la quota del contatto tra l’unità Pan-cherot-cimne Bianche e i calcescisti con prasiniti delcombin superiore lungo la cresta nord del M. Roisetta(2970 m), apparentemente esente da significative de-formazioni gravitative, e supponendo che il bloccodel Gran collet provenga dalla depressione tra laPointe Sud e il colle q. 2826 m, si ottengono una tra-slazione orizzontale di almeno 1300 m e un ribasso

di circa 300 m. il dissesto delle cime Bianche-Grandcollet è una tipica DGPV caratterizzata da fratture,gradini e grandi depressioni chiuse, espressione dilente deformazioni ricorrenti lungo un piano di sci-volamento ben definito, rappresentato dal contattotettonico tra le unità del combin e di zermatt-Saas.

L’esempio di un analogo dissesto gravitativoallo stato embrionale è offerto dalla impervia pa-rete occidentale della q. 2864 m (iGM), a sud dellaBecca d’Aran (fig. 84); essa è costituita dalle suc-cessioni silicoclastiche e carbonatiche permo-me-sozoiche dell’unità Pancherot-cime Bianche e daun cappello di calcescisti con intercalazioni di pra-siniti e di serpentiniti milonitiche. Un sistema per-vasivo di fratture ha favorito i distacco dalla paretedi alcuni blocchi e torrioni isolati, mentre nella so-vrastante conca erbosa, sul lato orientale della cre-sta, la deformazione incipiente ha prodotto alcunetrincee dirette nord-sud, come la parete.

Valtournenche paese - La DGPV attiva delpaese di Valtournenche (fig. 121A) è ubicata sulfianco sinistro della valle e copre un’area di circa 1km2 per la parte morfologicamente più evoluta,modellata su un substrato costituito da metagabbri,metabasiti, serpentiniti e marmi dell’unità eclogi-tica zermatt-Saas. Si tratta di un’area variamenteribassata, delimitata a monte da un gradino di scivolamento espresso dalla grande scarpata semi-circolare visibile a sud-est di Bringaz, con corona-mento a 1840 m, al margine della piana glaciale epalustre di chanleve (champ de l’eve, campodell’acqua, cTR-iGM). Verso sud (Muranche), lapresenza di alti morfologici separati da vallecole(fig. 121B) sono il segno di un rilascio dell’am-masso roccioso verso il T. cheney. Un secondogradino di scivolamento, di forma arcuata edesteso da 1650 a 1550 m circa, delimita un settorecon maggiori evidenze di collasso su cui poggianol’abitato di cretaz (1500 m) e le frazioni sottostanti.il parcheggio a sud del paese è insediato nella mag-giore depressione chiusa della zona.

L’intensa fratturazione e lo stato di allentamentodel substrato roccioso favoriscono la produzione diestese e potenti coltri di natura gravitativa (accumulidi crollo, falde detritiche e prodotti detritico-colluviali)che vanno a coprire la maggior parte della superficie,mascherando affioramenti e coperture originarie. inparticolare, la frammentazione dei metagabbri ha pro-dotto alla base della DGPV di Valtournenche un de-posito a blocchi decimetrici spigolosi in matricesabbioso-ghiaiosa (10-30%) che localmente passa, percomminuta cataclasi della roccia, a potenti lenti disabbie finissime di colore giallognolo inglobanti rarigranuli. Tali prodotti fini costituiscono parte della col-tre che ammanta il tratto inferiore della DGPV. Leserie lesioni alla chiesa parrocchiale e ai riporti pressoil municipio sono l’effetto di deformazioni locali do-


vute ad erosione al piede della DGPV da parte del T.Marmore; il dissesto è stato arrestato, almeno per ilmomento, con importanti lavori di consolidamento(palificate e opere di sostegno) effettuati nel 2005.Chamois - Una deformazione gravitativa allo

stato iniziale è visibile lungo la cresta spartiacqueche separa la comba di Chamois da quella di Cheneil(Cheney), nel tratto tra P. Fontana Freida e P. Falinere nel suo versante meridionale. Anche in questocaso il dissesto coinvolge le successioni di calcescisticon pietre verdi del Combin superiore e l’unità Pan-cherot-Cime Bianche: è segnalato dallo sdoppia-mento della cresta presso q. 2535 e da un insiemedi piccoli gradini, trincee e rigonfiamenti del ver-sante che si estendono, verso ovest, sino alla crestarocciosa (metagabbri) del M. Charvaz (2248 m) e,verso valle, almeno sino agli alpeggi di Charavelles-saz (2136 m). Si tratta di un dissesto destinato ad ul-teriore evoluzione. Analoghe deformazioni siosservano nel versante occidentale della P. FontanaFreida, sopra la mulattiera per Cheneil che correlungo la spalla glaciale al contatto tettonico tra lezone del Combin e di Zermatt-Saas.

Tantanè - Sul versante orientale del M. Tantanè,versante di Ayas, il basamento cristallino del lembodel Pillonet (gneiss occhiadini, minuti e milonitici,con micascisti verso nord) ed il suo substrato tetto-nico (calcescisti e subordinate prasiniti del Combin)sono ribassati di circa 150 m lungo un piano di sci-volamento ad alto angolo, subparallelo al versante,discordante rispetto alle anisotropie tettono-strati-grafiche della regione. Il dissesto si distingue per uninsieme di zone rigonfiate e depresse, gradini e trin-cee, talora di notevoli dimensioni, chiaramente visi-bili nell’immagine satellitare, comprendente anchelo spettacolare rock glacier del circo sud-occidentaledel Tantanè (DAL PIAZ, 1976).La pietraia ai piedi del versante occidentale del

M. Tantanè (metagabbri permiani intesamente frat-turati) ospita, a 2450 m, i resti di un insediamentodel primo sec. a.C. (Età del Ferro) (fig. 122A).


Fig. 121- DGPV di Valtournenche: (A) visione d’insieme; (B) elementi morfologici.- The gravitational deformation of Valtournenche: (A) general view; (B) morphological

elements.

A

B

Fig. 122 - (A) M. Tantanè, versante occidentale: resti di un insediamento delprimo sec. a.C. (Età del Ferro). (B) Cava di interti nella conoide del T. Vofredein riva destra del Marmore a monte di Vorpilles e panorama del settore

sud-occidentale della DGPV della Motta di Pleté.- (A) Remains of an Iron Age settlement (1st Century B.C.) located in the western sideof Mt Tantanè. (B) Quarry in the alluvial cone of T. Vofrede, right bank of Marmore,over Vorpilles, and panorama of the South-Western side of the DSGD of Motta di Pleté.

A

B

Torgnon-cima Bianca - Altre deformazionigravitative sono presenti nel versante destro dellaValtournenche, nella zona di Torgnon, lungo il val-lone che conduce al massiccio della cima Bianca eai piedi della P. cian (Tsan). La prima DGPV, trale maggiori dell’area (10 km2), coinvolge il versanteorientale della cresta Becca d’Aver-La fenêtre, co-stituita da calcescisti e pietre verdi della zona delcombin, e si estende per circa 4 km sino al T. Mar-more, deformando una potente coltre di depositiglaciali; su di essa sorgono le numerose frazioni delcomune di Torgnon. il settore inferiore, maggior-mente collassato (navillod) e ampio oltre 1,5 km2,ha raggiunto e sbarrato il fondovalle di Antey, cre-ando a monte una depressione lacustre poi colmatada apporti alluvionali. La seconda DGPV, di pic-cole dimensioni, è ubicata sul versante opposto delvallone e si estende da poco sotto la fenêtre d’er-saz (2290 m) all’alpeggio di Vareton e al fianco si-nistro della palude di Detor (1920 m), ricoprendoun’area di circa 1 km2: si tratta di un pendio erbosoe boschivo, costituito da un substrato di prasiniticon intercalazioni di calcescisti e serpentiniti affio-ranti localmente sotto estesi depositi quaternari. LaDGPV è messa in evidenza da collassi e rigonfia-menti e da due sistemi di gradini, trincee e depres-sioni chiuse, diretti rispettivamente nne e ono,paralleli alle due creste rocciose che delimitano ildissesto a monte e lateralmente. Dal punto di vistastrutturale siamo nell’ambito della zona del com-bin, nel tratto dove l’unità è interposta tra il lemboeclogitico di etirol-Levaz, a letto, e il lembo delcervino a tetto. Salendo di quota e passando sulversante destro del vallone si incontrano le defor-mazioni gravitative che coinvolgono gli gneiss mi-nuti della Serie di Arolla con intercalazionicarbonatiche della zona di Roisan: si osservano nelcirco ad oriente della cima Bianca, nella dorsaleche lo delimita a sud (sdoppiamento di cresta) enel suo settore frontale, tra crot des Labies e crotdi Loy. Ancora nel massiccio della cima Bianca,ma sul lato opposto, ricordiamo il dissesto gravi-tativo che deforma, con fratture, gradini e collassi,il basamento milonitico e le rocce carbonatichemesozoiche esposte nel ripido versante sinistrodella Valle di St Barthélemy, tra q. 2555 m e il fon-dovalle presso l’alpeggio di ollière (2007 m). nel2010, in un tratto di cresta sdoppiata che interessail fianco occidentale del M. Miracle è stato sco-perto un insediamento preistorico riferibile all’etàdel ferro, analogo a quello del Tantané (segnala-zione Uff. Beni Archeologici della Regione).

Gran Pays - Una DGPV in fase iniziale, tipicanelle forme, ma di piccole dimensioni (circa 1.2km2), si osserva lungo la cresta sdoppiata del M.Grand Pays (fig. 45A) e nel suo versante occidentale,sino al fondo (2100 m circa) della comba Deche.

La cresta di vetta e il tratto superiore del versantesono modellati nelle successioni carbonatiche trias-siche (ciARAPicA et alii, 2010) della zona di Roisan,con subordinate miloniti, caratterizzate da un mar-cato ripiano erboso, ribassato e dolcemente ruotatoin contropendenza. La parte sottostante è costituitada ortogneiss minuti e milonitici e da paragneiss kin-zigitici del Mont Mary, fratturati, a tratti collassati ecoperti da estesi depositi di frana.

Valpelline - Piccole deformazioni gravitativeallo stadio embrionale sono presenti nel fianco si-nistro della bassa Valpelline. L’esempio principaleè fornito dal versante settentrionale della Becca dinoail (novailloz, 2587 m), costituito da gneiss mi-nuti e milonitici della Serie di Arolla (lembo DentBlanche), situati a tetto della zona di Roisan e aletto della Serie di Valpelline: l’ammasso rocciosonon appare sostanzialmente dislocato, ma un certogrado di allentamento è segnalato da un gradinoarcuato a monte, da grandi fratture aperte e da co-late detritiche che rivestono il ripido versante sinoall’alpeggio di Verdignolettaz (1408 m).

Sul versante destro della media Valpelline, uncollasso a gradinata con trincee e fratture apertedeforma la falesia di gneiss granitici della Seriedi Arolla posta sul fianco destro della comba so-spesa di faudery, tra 2200 e 2000 m.

incipienti deformazioni gravitative si osser-vano nel complesso kinzigitico in cui è modellatoil ripido versante sinistro della Valpelline.

3. - RiSoRSe MineRARie e ATTiViTàeSTRATTiVe

nel foglio sono comprese alcune mineralizza-zioni a cu-fe che hanno dato luogo, in un passatoormai lontano, a modesta attività estrattiva o di ri-cerca. Sono insediate nel basamento cristallino dellembo della Dent Blanche in Valpelline e, in pre-valenza, nelle successioni di calcescisti con pietreverdi della zona Piemontese in Valtournenche(cASTeLLo, 1981). nessuna delle numerose mine-ralizzazioni a silicati ed ossidi di Mn è stata oggettodi lavori minerari, a differenza dei giacimenti diAlagna-feglierec e di Praborna-St Marcel (DALPiAz et alii, 1979, 2010; MARTin-VeRnizzi, 1982).

3.1. - MineRALizzAzioni Di cALcoPiRiTe ePiRRoTTinA neLLA SeRie Di VALPeLLine

3.1.1. - La miniera di la Servaz presso Bionaz

La miniera di rame di Bionaz, più propria-mente de la Servaz, è situata nella falesia in rivadestra del T. Buthier, a est della frazione di Dzo-venno. La sua ubicazione è indicata nella carta


geologica allegata alla monografia di DIEHL et alii(1952), al limite tra kinzigiti e una intercalazionedi anfiboliti. La miniera, da tempo abbandonata,sfruttava un filone di quarzo latteo sterile e diquarzo grigio impregnato di calcopirite, spesso 2-3 m. Il filone è incassato in discordanza nei para-gneiss a biotite, granato, sillimanite e grafite conintercalazioni di anfiboliti e marmi cristallini delcomplesso kinzigitico, immerge a sud-ovest dicirca 85° e raggruppa cinque affioramenti princi-pali, deformati da faglie e fratture, per una lun-ghezza complessiva di circa 200 m. Seguendo ladescrizione di MONTIBELLI (1927), la coltivazioneavveniva in tre livelli: il primo (1574 m) ubicatoal bordo della strada comunale di Bionaz, 15 mdalla superficie, il secondo 25 m sotto il primo e ilterzo 46 m sotto il secondo. Il filone è troncato dauna grande zona di faglia, visibile in sotterraneo, diampiezza variabile dai 3 m (II livello) ai 20 m (IIIlivello): il tratto settentrionale, situato a letto dellafaglia, era la parte più interessante dal punto di vistadella coltivazione, quello meridionale, a tetto dellafaglia, costituiva la parte più deformata e frammen-tata del filone. Vi sono inoltre faglie minori con di-rezione conforme a quella degli gneiss kinzigitici.Secondo le valutazioni di MONTIBELLI, il tenore inCu nel tout-venant; era del 5 % e, separando il mine-rale dalla ganga, si otteneva un prodotto al 22% circain Cu, stime molto ottimistiche come risulta dallascarsa fortuna della miniera. Gallerie in direzione,traverse, livelli, pozzi e camminamenti hanno per-messo a MONTIBELLI di valutare l’estensione del fi-lone mineralizzato per 100 m di lunghezza e 87 mdi altezza. La mineralizzazione tenderebbe ad arric-chirsi in profondità e vi sono altri 80 m di filone daesplorare, con buona probabilità che la mineralizza-zione continui anche al di sotto.

Attualmente la miniera non è più accessibile.Osservazioni geologiche di superficie suggerisconoche si tratti di una mineralizzazione idrotermalerelativamente recente, alimentata o riattivata daifluidi veicolati dalle grandi faglie del Buthier e Prazde Dieu-Vofrede, di possibile età oligocenica seriferite alle manifestazioni di quarzo aurifero e allelistveniti della Val d’Ayas e della faglia Aosta-Ranzola (BISTACCHI et alii, 2001).

3.1.2. - Filoni idrotermali di quarzo a pirrottina

Alcuni filoni di quarzo con modesta minera-lizzazione di pirrottina sono segnalati in Valpel-line a sud della frazione di Closé (Oyace) e anord-est di Chez-Chenauz (Bionaz), indicati en-trambi nella carta di DIEHL et alii (1952): i filonisono potenti sino a un metro e hanno giacituradiscordante rispetto alla foliazione del complessokinzigitico.

3.2. - MINIERE E MINERALIZZAZIONI DI PIRITE-CUPRIFERA NELLA ZONA PIEMONTESE

3.2.1. - Petite Monde

Il giacimento piritoso-cuprifero di PetitMonde è situato nel versante destro della mediaValtournenche, sotto il paese di Triatel, poco amonte di Antey-St-André. Planimetrie e rappre-sentazioni schematiche della miniera, riportate daPIEPOLI (1934) e BURTET-FABRIS et alii (1971), in-dicano la presenza di una galleria principale (1350m), con discenderia, e i ribassi Felice (1335 m) eCatullo (1312 m), in parte ancora accessibili conle dovute cautele: l’ubicazione degli imbocchi èindicata nella Carta dei sentieri n. 7, Valtournen-che, edita da l’Escursionista. Il giacimento è statooggetto di ricerche nell’Ottocento (citato nel1880 dalla Rivista del Servizio Minerario) e so-prattutto nel primo quarto del Novecento, consospensione delle attività nel 1927, ripresa nel1941 ad opera della “Società anonima ricerche ecoltivazioni miniere” di Milano ed abbandono de-finitivo nel 1946. In base ai dati forniti nel 1927dal Ministero dell’Economia Nazionale i tenori inCu erano del 1-2%, mentre i concentrati al 12%in Cu e al 24-40% in S avrebbero contenuto 50-80 g di argento e 4-23 g di oro per tonnellata; dal1942 al 1945 sono state estratte 46.000 tonnellatedi tout-venant con tenore in Cu dello 0.95% (BURTET-FABRIS et alii, 1971), insufficiente per unagestione economica del giacimento. Con riferi-mento ai due articoli sopra citati, la mineralizza-zione è costituita da pirite, subordinata calcopiritee limitate quantità di bornite e pirrotina in fini im-pregnazioni diffuse entro anfiboliti albitiche adanfiboli sodici e calcici, epidoto, granato, micabianca, biotite, clorite ± calcite e raro quarzo. Lamineralizzazione tende a concentrarsi in lentimolto appiattite che, nel loro complesso, for-mano un orizzonte dai contorni mal definiti,esteso per qualche centinaio di metri, spesso da0.5 a 1.5 m, concordante con la scistosità regio-nale delle rocce incassanti, inclinato verso nord-ovest (reggipoggio) di una ventina di gradi edeformato da pieghe, ondulazioni e fratture; visi associano venette discordanti di albite, anfi-bolo verde, calcopirite ± pirite, che si estendonosovente alle metabasiti incassanti. Il giacimentomostra un “brucione” d’alterazione con rocciasfatta di colore bruno (limonite) e con chiazzeverdi e azzurre (carbonati di rame). L’orizzontemineralizzato è situato nel tratto superiore di unpotente corpo di magnesio-metagabbri dell’unitàeclogitica di Zermatt-Saas, esposto in modo di-scontinuo a causa del fitto bosco che ricopre ilripido versante. La roccia ha struttura da flaser a


scistoso-laminata ed è costituita da aggregati ver-dognoli di orneblenda verde-azzurra, actinolite,clorite ± clinopirosseno con estesa alterazionenefritica e da aggregati beige-giallognoli di albite,epidoti e zoisite che sostituiscono, rispettiva-mente, i minerali femici e il plagioclasio calcicodel protolite gabbrico. Vi si associano porfiro-blasti di granato con alterazione in clorite da in-cipiente a pervasiva e, in quantità accessoria,rutilo, titanite e carbonato. nei tipi più deformatiil fabric fibroso-lenticolare o lineato è sostituitoda una struttura milonitica a bande, con alter-nanza di liste mm-cm verdognole e di liste chiare.non mancano infine, nel giacimento, varietà conabbondante albite a sviluppo porfiroblastico oricche in clorite, d’aspetto prasinitico-ovarditico,ma con relitti di granato. come indicato nellacarta geologica, il grande corpo di metagabbri siestende al versante sinistro della Valtournencheed è coperto da una potente successione di me-tagabbri e melagabbri eclogitici con intercala-zioni di eclogiti glaucofaniche, glaucofanitigranatifere e loro prodotti di retrocessione in fa-cies scisti verdi, derivati da basalti tholeiitici altiin fe-Ti, con vario grado di alterazione oceanica(KienAST, 1983).

Tornando alla mineralizzazione, oltre allapirite e ai già citati altri solfuri visibili ad occhionudo lo studio al microscopio in luce riflessa seg-nala la presenza nei blasti di pirite dei seguenti in-clusi: cubanite, blenda, galena, oro nativo,molibdenite, tetradimite, millerite, tetraedrite, bis-mutinite e, tra gli ossidi, rutilo, ilmenite, ematitee rara magnetite (oMeneTTo, 1969; BURTeT-fABRiS et alii, 1971). Tali inclusi, analoghi a quellirinvenuti nella miniera piritoso-cuprifera di Ala-gna e interpretati come microrelitti della parage-nesi magmatica primaria (DAL PiAz &oMeneTTo, 1966), sono tutti riferibili al meta-morfismo alpino (oMeneTTo, 1969). A PetitMonde mancano i relitti di pirite d’aspetto “collo-forme” rinvenuti ad Alagna e in altri giacimenti pi-ritoso-cupriferi della zona Piemontese (nATALe,1969), a testimonianza della loro origine idroter-male di ambiente oceanico, attribuibile anche algiacimento di Petit Monde.

3.2.2. - Vorpilles

Piccolo giacimento di pirite cuprifera associataad un orizzonte di quarziti, marmi e micascistiquarzoso-granatiferi intercalati in una potentesuccessione di prasiniti epidotiche, talora a car-bonato e tormalina, contenenti qualche livello dicalcescisti e che passano a cloritoscisti albitici(ovarditi) nel settore settentrionale. il giacimentoè situato sul versante destro dell’alta Valtournen-

che, alla quota di circa 2030-2040 m, 400 m adovest dell’alpeggio Vorpilles (GLoM, 1977; DALPiAz & oMeneTTo, 1978). in tempi lontani èstato oggetto di limitata attività estrattiva, docu-mentata da piccole coltivazioni a cielo aperto eda una galleria di carreggio (2015 m) con decauvillee discarica al di sotto del suo imbocco. La succes-sione ofiolitica è compresa tra gli scisti argenteipermiani dell’unità Pancherot-cime Bianche, atetto, ed il potente corpo di serpentiniti di Les Pe-rères-Gouffre de Bousserailles, a letto (figg. 60,81): riferita inizialmente ad una unità sommitaledella zona di zermatt-Saas (DAL PiAz & eRnST,1978), la successione vulcano-sedimentaria è statapoi attribuita alla zona del combin inferiore (BUcheR et alii, 2004).

La mineralizzazione ha tipica giacitura strati-forme ed è costituita da prevalente pirite massic-cia di colore giallo oro che si concentra in un lettomaggiore, potente 30-50 cm, e in alcuni livellicentimetrici, associati intimamente a scisti quar-zoso-micacei e a quarziti di vario tipo. Si ri-conoscono micascisti carbonatici a clorite,granato e cloritoide, quarziti a fengite, clorite ±epidoto, minori orizzonti sottili di marmi aquarzo, granato, clorite, mica bianca ± anfibolo eminerali opachi, calcescisti granatiferi a clorite edepidoto, fels epidotico-granatiferi a mica bianca,clorite, cloritoide, anfibolo. Micascisti granatiferie fels silicatici si distinguono per la presenza diabbondante cloritoide, minerale generalmente as-sente nella zona del combin. L’intera succes-sione mineralizzata, spessa 1-1.3 m, è intercalatanella barra di metabasalti prasinitici sopra ricor-dati, alcuni metri sotto un livello di micascisti car-bonatici a clorite e granato. Verso sud l’orizzontemineralizzato si avvicina progressivamente alcontatto tra prasiniti e metasedimenti, sino ad af-fiorarae alla base di questi ultimi.

Al microscopio la mineralizzazione piritoso-cu-prifera appare in due distinte tipologie, legate darapporti transizionali (DAL PiAz & oMeneTTo,1978): i) tipo essenzialmente piritoso, con pirite inaggregati granulari (≥ 1 mm) e scarse inclusioni dicalcopirite, calcopirite + bornite e blenda; la ma-trice interstiziale è essenzialmente quarzosa, taloracon mica bianca, clorite e scarsa calcopirite; ii) tipopiritoso-cuprifero s.s., con aggregati di idioblasti egranoblasti di pirite ad inclusi di calcopirite, calco-pirite + bornite, calcopirite + mackinawite, con pi-rite mobilizzata in piccole fratture e con calcopirite+ blenda. La matrice è anche in questo caso quar-zoso-silicatica, con porfiroblasti di granato, plaghecarbonatiche, titanite con orlo di rutilo. La mine-ralzzazione a cu-fe-zn e il suo contesto litostrati-grafico mostrano sensibili analogie con altremineralizzazione piritoso-cuprifere della zona Pie-


montese, specie con quelle associate alle succes-sioni vulcano-sedimentarie dell’unità del Combin.La mineralizzazione non è in diretta contiguità conle metabasiti circostanti: è insediata in una succes-sione sedimentaria ad elevato contenuto in silicebiogenica e/o idrotermale ed è riferibile all’attivitàdei fluidi durante l’espansione del bacino meso-zoico ligure-piemontese, in analogia con le mine-ralizzazioni idrotermali rinvenute nei modernioceani (BONATTI et alii, 1976) da cui si differenziaper aver subito una intensa ricristallizzazione me-tamorfica alpina.

3.2.3. - Conca di By

Nei metasedimenti della Zona del Combin si-tuati a letto e all’esterno del lembo della DentBlanche è insediata una mineralizzazione di piritee calcopirite, coltivata in un passato certamenteremoto (discenderia e galleria di carreggio fra-nata, 2640-2620 m). La sua ubicazione è indicatanel Foglio Aosta della Carta Geologica d’Italia allascala 1:100.000 (1912, rilievi di NOVARESE), nellacarta geologica alla scala 1:25.000 di DIEHL et alii(1938, 1952) e nella carta schematica che accom-pagna l’inventario delle mineralizzazioni nellaZona piemontese compilato da CASTELLO (1981),che la riporta col nome di “filone” di Grange deBalme; è inoltre segnalata da ENGASSER (1923) ecitata brevemente nelle note del Foglio Chanrion-Velan (BURRI et alii, 1999). Il “filone” è compresonel Foglio Gran San Bernardo, a nord-est del Colde la Bonne Mort (CTR), 700 m circa a nord-ovest dell’Alpe Filon (2483 m), presso il limite oc-cidentale del Foglio Monte Cervino. Si tratta diuna mineralizzazione idrotermale con giaciturastratiforme, ricristallizzata e deformata ad operadell’orogenesi alpina, degna di nota perché, comequella di Vorpilles, è insediata in quarziti e calce-scisti e non è in contatto diretto con metavulca-niti prasinitiche, come avviene di norma.Nella stessa unità tettonica è ubicata, più a valle,

la miniera inattiva di Ollomont (Foglio Gran SanBernardo), con mineralizzazioni piritoso-cuprifere situate in prevalenza nella zona di contatto tra calcescisti, quarziti e prasiniti (PIEPOLI, 1933; GAMALERO, 1969; CASTELLO, 1981).

3.3. - CAVE

L’attività estrattiva presente nel Foglio MonteCervino è molto modesta a differenza di quella,ancora fiorente, nell’area del Foglio Chatillon.Essa è da tempo limitata alla sola cava di inertiaperta in riva destra del Marmore poco a montedi Vorpilles, alla base del grande conoide di ori-gine mista, con ricorrenti debris flow legati alle

piene del torrente Vofrede e dei suoi affluenti, di-sposti a ventaglio tra lo sbocco dell’omonimo val-lone glaciale ed il fianco destro della DGPV deiJumeaux (fig. 122B).Una grande cava di inerti era stata aperta nei

depositi morenici e detritici per il calcestruzzo delladiga di Place Moulin, cave minori per le dighe diCignana e del Goillet.In passato era stata aperta una cava per coltivare

le quarziti lastroidi alla base della cresta nord delM. Pancherot, 100 m a sud dell’Alpe Croux de Dza(fig. 85A-C); la zona era servita da una stradabianca a partire da Crepin (1594 m), frazione diValtournenche, rappresentata nella CTR e attual-mente impraticabile. Le quarziti appartengono al-l’unità Pancherot-Cime Bianche, sono rappresen-tate in carta con il codice PCBc. Si tratta di quarzitibianche, molto pure, facilmente suddivisibili in las-tre spesse qualche cm. Erano usate allo statogrezzo per lastricati e palladiane, non come “lose”per tetti essendo in genere troppo piccole a causadella fratturazione. Dettagli sulla loro compo-sizione sono descritti nel Capitolo IV, dedicato allastratigrafia.

4. - SORGENTI

Le sorgenti nel foglio Monte Cervino sono si-tuate al limite tra corpi porosi (permeabilità prima-ria) o fratturati (permeabilità secondaria) e unsubstrato impermeabile di varia natura. La primatipologia, del tutto prevalente, si riscontra in depo-siti gravitativi, alluvionali o glaciali la cui permea-bilità dipende dalle dimensioni dei clasti, dal loroaddensamento e dalla percentuale di matrice fine.I principali reservoir sono costituiti da detrito difalda, colate di pietre, accumuli di frana, depositiglaciali di ablazione e rock glacier, con ubicazionedelle sorgenti alla loro fronte, lungo il contatto condepositi glaciali di fondo, con depositi colluvialifini o con il substrato roccioso. Qualche esempio:Villa Rey a Cervinia; la Saletta-Illiaz e Chanleve aValtournenche; Cheney; la Magdaleine; Chavalary,Salvé e alta Valle di St Barthélemy; combe di Montagnayes, Vessonaz e Verdonaz, sul versantesinistro della Valpelline, e combe d’Oren, GrandChamin, Vertsan e Crête Sèche in quello opposto.In rapporto con la natura, la permeabilità e le di-mensioni del reservoir e con il tipo di alimentazionela portata delle sorgenti può essere quasi costanteo variare notevolmente, con massimi estivi e mi-nimi invernali.Passando alla seconda tipologia, la permeabilità

degli ammassi rocciosi fratturati rimane costante opuò aumentare nel tempo, a seconda che la rocciasia insolubile o solubile. Nel primo caso rientra ad


esempio la piccola sorgente che si incontra a circa2230 m lungo il sentiero che sale al Rifugio CrêteSèche: sgorga da una fessura in metagranitoidi dellaSerie di Arolla ed era provvista, e forse lo è ancora,di un bicchiere metallico con catenella agganciataalla roccia. Il secondo caso è rappresentato dai sis-temi carsici attivi in alcuni ammassi carbonatici dellaZona di Roisan, a contatto con gneiss minuti omiloniti della Serie di Arolla: come ricordato nelCapitolo II, gli esempi migliori si osservano alla testata della valle del T. Petit Mond-Torgnon, sia sullato orientale, nella comba che porta al ColleSaleron, sia su quello occidentale, con l’inghiottitoiodi q. 2534 m a monte del lago Tzan e sorgente captata a nord-ovest dell’Alpe Grand Raye.Un catasto delle sorgenti e informazioni di det-

taglio sugli acquedotti della Valtournenche, dellaValle di St Barthélemy e della Valpelline sono reperi-bili in Regione e presso gli uffici tecnici comunali.Nel settore svizzero del foglio è rimarchevole

la serie di sorgenti allineate lungo il contatto tet-tonico tra i calcescisti con pietre verdi dell’unitàdella Luette e i marmi quarzoso-micacei con oriz-zonti quarzitici della sottostante unità di Mau-voisin, tra Ecuries du Giétro, Fontaines e Tsofeiret(BURRI et alii, 1998).

5. - IMPIANTI IDROELETTRICI

Le direttive di governo in favore della priva-tizzazione del mercato energetico hanno favoritolo sviluppo di trattative, concluse nell’accordo del19 Aprile 2000, che hanno sancito l’intesa per lavendita, da parte di Enel, dei suoi 25 impianti esi-stenti nel territorio della Regione; nello stessotempo veniva costituita una società per la distri-buzione dell’energia elettrica con il 51% di Enele il 49% della Regione. In questo modo la Valled’Aosta era la prima regione in Italia a gestire inmodo autonomo le acque e le relative risorse: l’ac-cordo è diventato esecutivo il 1° giugno 2001 conla creazione della società Geval S.p.A., poi deno-minata C.V.A. S.p.A., Compagnia Valdostanadelle Acque - Compagnie Valdôtaine des EauxS.p.A., il 1° gennaio 2002. Nel territorio del Fo-glio Monte Cervino sono attivi gli impianti idroe-lettrici della Valpelline (Place Moulin) e dellaValtournenche (Goillet, Cignana).

5.1. - PLACE MOULIN

Nel comune di Bionaz, in alta Valpelline, il T. Buthier è sbarrato dalla diga di Place Moulin,una delle più grandi d’Europa (fig. 9A). Il lago ar-tificiale raccoglie 105 milioni di m3 di acqua, rag-giunge a massimo invaso i 1965 m di quota ed è

alimentato da un bacino imbrifero di 137 km2, co-stituito in origine per quasi il 20% da ghiacciai, oramolto ridotti; il bacino sotteso è di 74 km2 e laparte rimanente è raccolta da un canale di gronda,in regresso, in sponda sinistra, e dal canale di deri-vazione in pressione sul versante destro. La diga èstata costruita tra il 1955 e il 1964. Dati tecnici:diga in calcestruzzo ad arco-gravità, alta 155 m,spessa 47 m alla base e 6,43 m alla sommità, lunga678 m al coronamento, con pulvino di fondazioneed arco a doppia curvatura. La figura 123A mostraun’immagine del cantiere. La diga contiene, al suointerno, due cunicoli perimetrali e otto cunicoliorizzontali percorribili dai tecnici per controllare,con pendoli ed altri strumenti di precisione, i mo-vimenti e le deformazioni dello sbarramento.La diga è incastrata profondamente nel com-

plesso kinzigitico della Serie di Valpelline, de-nudato dai depositi quaternari e ripulito dallerocce d’alterazione superficiale. Il complesso ècostituito dalla consueta suite di paragneiss e mig-matiti con intercalazioni di metabasiti e marmi asilicati ed alcuni canali milonitico-cataclastici pro-dotti, almeno in parte, dalla faglia del Buthier. Ladiga è quasi ortogonale rispetto al bedding litolo-gico ed alla scistosità regionale, la cui giacituravaria da subverticale a mediamente inclinata versosud-est procedento dal lato destro a quello sini-stro della zona d’imposta. L’impianto per il calcestruzzo era ubicato sopra

la spalla destra: il cemento proveniva con telefericada Valpelline, gli inerti dai potenti depositi glaciali edetritici situati sul fianco destro della valle, a 2100-2150 m, circa a metà del futuro invaso. Il canale diderivazione corre in galleria lungo il versante destrodella valle sino a quota 1730 m, sopra le località Gaye Arsinez (CTR), dove inizia la condotta forzata perla centrale Enel (ora C.V.A.) di Valpelline. Il canaledi derivazione attraversa il complesso kinzigiticosino al suo contatto milonitico-cataclastico con gligneiss granitoidi e minuti della Serie di Arolla e pro-segue in questi ultimi sino a Valpelline, condotta for-zata compresa. La centrale di Valpelline è statacostruita assieme alla diga, raggiungendo la pienapotenza di produzione nel 1962. La diga di PlaceMoulin è entrata in servizio nel 1964.L’energia dei versanti acquisita per gravità e de-

compressione dopo il ritiro del ghiacciaio oloce-nico ha prodotto fenomeni di fratturazione e dirilascio parietale nei parascisti della Serie di Valpel-line esposti in parete, alcune centinaia di metrisopra la spalla sinistra della diga, in prossimità dellafaglia Praz de Dieu (fig. 104C): la zona è stata risa-nata nel 1989 con opere di impermeabilizzazionee consolidamento dell’ammasso roccioso e con ladeviazione delle acque superficiali mediante unacanaletta di gronda (fig. 123B).


5.2. - LAGo GoiLLeT

il lago artificiale del Goillet è situato nel bacinoidrografico del T. Marmore, a monte di cervinia, allimite con il foglio Monte Rosa (fig. 9B). è soste-nuto da una diga a gravità massiccia e le sue acquealimentano la centrale idroelettrica di Perreres (Per-rière). Dati tecnici: i) diga in calcestruzzo rivestita inpietra, rettilinea, altezza dal punto più depresso dellefondazioni: 48,60 m, spessore massimo alla base:16.50 m, spessore al coronamento: 5 m, lunghezzadel coronamento: 300 m a 2163,8 m s.l.m, volume:147.000 m3; ii) bacino artificiale: livello di massimoinvaso: 2.526 m (2.515,8 m in carta), livello di mi-nimo invaso: 2495,60 m, capacità utile: 11.826.000m3, superficie del bacino sotteso 13,80 km2, costi-tuito in parte dal ghiacciaio del Ventina.

Dalla diga parte una condotta metallica ingalleria, lunga 3.400 m circa, sino al pozzo pie-zometrico (cTR, 2.389 m) in cui si innesta lacondotta forzata che scende per 1520 m lungoun piano inclinato sino alla centrale di Perreres(cTR 1.845,28 m). nella centrale sono installatidue gruppi in grado di fornire una potenza effi-ciente di 18 MW, con portata massima di 3,3

m3/sec e 681,35 m di salto. L’impianto è statoautomatizzato nel 1979 e la sua conduzione è te-lecomandata dalla centrale di Pont St. Martin.Le acque rilasciate dalla centrale e quelle delMarmore a Perreres sono captate con una pic-cola diga e derivate nella stazione intermedia(Promoron) dell’impianto cignana-Maen lungoil versante destro della Valtournenche.

La diga e il bacino d’invaso sono impostati suserpentiniti con contatti rodingitici, metabasiti,micascisti, marmi impuri e quarziti dell’unità dizermatt-Saas. La galleria di derivazione dopocirca 1 km entra nella zona del combin forte-mente dissestata dalla DGPV della Motta di Pletè,su cui è appoggiata anche la prima parte dellacondotta forzata soggetta a lente deformazioni(DAL PiAz, 1992).

5.3. - LAGo Di ciGnAnA

il lago artificiale di cignana è sostenuto da duedighe a gravità massiccia, la prima in calcestruzzo,la seconda, sulla sinistra, in muratura di pietramea secco con paramento impermeabile (fig. 86B).i lavori di costruzione, iniziati nel 1925, si sono


fig. 123 - Diga di Place Moulin. (A) il cantiere e l’avandiga dallaspalla destra. (B) consolidamento ed impermeabilizzazione dell’am-masso kinzigitico fratturato alcune centinaia di m sopra la spalla

sinistra della diga di Place Moulin.- Place Moulin dam. (A) Dam construction and fore-dam from the right shoulder.(B) Consolidation and waterproofing of fractured kinzigites some hundreds

of meters over the left shoulder of the Place Moulin dam.

A B

conclusi nel 1928. Dati tecnici: i) diga in calce-struzzo: altezza dal punto più depresso delle fon-dazioni: 58,30 m; spessore massimo alla base: 40m, spessore al coronamento: 5 m, lunghezza delcoronamento: 415 m a 2163,8 m, volume delladiga: 153.000 m3; ii) diga in muratura: altezza dalpunto più depresso delle fondazioni: 24,50 m,spessore massimo alla base: 40 m, spessore al co-ronamento: 2,70 m, lunghezza: 105 m, volumedella diga: 25.000 m3; iii) bacino artificiale: livellodi massimo invaso: 2.157 m, livello di minimo in-vaso: 2.129,10 m, capacità utile 16.125.000 m3, su-perficie del bacino imbrifero sotteso 66,40 km2.Dal lago di Cignana le acque erano convogliatealla Centrale di Maen (Mayen, 1339 m) medianteun canale di derivazione e una condotta forzatadi superficie; recentemente la condotta è stata po-tenziata e posta in una galleria lunga 1750 m, condiametro di 4.20 m, inclinata verso N128 di 24-35°, scavata con fresa Wirth 340/420 E (BETHAZet alii, 2000; SAPIGNI et alii, 2002). A Promoron(IGM, 1796 m), stazione di pompaggio interme-dia, l’impianto accoglie anche le acque del Mar-more captate alla piccola diga di Perreres (IGM1836 m) e derivate a Promoron con un canale coperto lungo circa 4 km, percorso da una stradabianca (segnavia n. 8, con tratti in galleria) che sostituisce l’antica decauville.Come indicato in carta e nello schema tettonico

a margine, le dighe di Cignana sono fondate neltratto sommitale dell’unità di Zermatt-Saas, al limitecon l’unità del Combin inferiore. Il bacino e la zonasono modellati dall’azione del ghiacciaio e dei tor-renti subglaciali. La diga in calcestruzzo è fondatasu metabasalti eclogitici, in genere abbastanza retro-cessi, metagabbri (lato nord) e locali quarziti man-ganesifere. In riva al lago, sulla destra della diga, siosservano i micascisti granatiferi che, assieme allequarziti a manganese, contengono relitti di coesite(REINECKE, 1991; FORSTER et alii, 2004). Il substratoroccioso della piccola diga in muratura di pietrameè nascosto dal lago e da depositi fluvio-glaciali e gra-vitativi. Il canale di derivazione percorre una zonadi metabasiti con accumuli di frana e depositi glacialidi fondo. Da monte a valle, la condotta forzata at-traversa la seguente successione (sezione geologicaschematica in SAPIGNI et alii, 2002): i) anfiboliti albi-tiche di origine basaltica a granato e altri relitti eclo-gitici, ii) metagabbri con struttura pegmatoide, flasere milonitica, iii) scaglia di serpentiniti con scisti clo-ritico-talcosi a tetto, all’interno e a letto, iv) secondaunità di anfiboliti a relitti eclogitici, v) potente suc-cessione di calcescisti con bande di metabasiti e sca-glie di serpentiniti e cloritoscisti, vi) corpo basaledelle serpentiniti di Valmartin, con livelli di clorito-scisti nel tratto superiore e boudins di gabbri rodin-gitici. La presenza di una zona di taglio spessa una

ventina di metri al contatto tra metagabbri e serpen-tiniti, costituita da una breccia tettonica con matricemilonitica di scisti cloritico-talcosi e actinolitici, hacausato un esteso collasso della volta, il blocco dellafresa e l’arresto dei lavori per quattro mesi (BETHAZet alii, 2000). Dettagli tecnici sulla qualità dell’am-masso roccioso e sulle prestazioni della fresa sonoesposti in SAPIGNI et alii, (2002). Il canale di deriva-zione da Perreres a Promoron attraversa a lungo ilgrande corpo di serpentiniti a olivina-titanclinohumitedi Perreres-Singlin, i metagabbri di Rayes de Proz(1816 m), estese falde detritiche sino allo sperone sopra Crepin, dove iniziano affioramenti di meta-gabbri e metabasalti eclogitici più o meno retrocessi, serpentiniti e calcescisti dell’unità di Zermatt-Saas,estesi sino a Promoron.

5.4. - MAUVOISIN

Il lago artificiale di Mauvoisin è situato in Valdi Bagnes (Distretto di Entremont), nell’angolonord-occidentale del foglio (fig. 90A). La diga èstata inaugurata nel 1957 e nel 1990 è stata innal-zata, passando da 237 metri agli attuali 250 metrid’altezza: è la diga ad arco più alta d’Europa. Èlunga al coronamento 520 metri e il suo volume èdi 2.030.000 m3. Il bacino è alimentato dalle acqueche scendono dall’alta valle e, in particolare, daquelle rilasciate dai ghiacciai del Giétro e diOtemma, in forte ritiro nell’ultimo ventennio; illago è lungo 4.9 km e ha un volume di 211,5 mi-lioni di metri cubi, circa il doppi di Place Moulin,con livello di massimo invaso a 1975 m. Le acquesono sfruttate dall’azienda Forces Motrices deMauvoisin SA di Sion. La diga sbarra una strettadella valle ed è fondata sui marmi micaceo-cloriticia patina rossastra, con liste di quarziti impure e li-velli di microbrecce, appartenenti all’unità di Mau-voisin e riferiti al Giurassico inferiore (BURRI et alii,1998, 1999). La complessa struttura della zona èillustrata nelle sezioni B e C a margine del foglio.Come ricordato nel Capitolo II, la Val di Bagnes

aveva subito una disastrosa inondazione nel 1818per l’improvviso svuotamente del lago generato dalghiacciaio di Giétro che, durante la PEG, era avan-zato sino a sbarrare la valle principale.


VII AMBIENTE E GEORISORSE · 2018. 4. 9. · Alluvione 1997 17 luglio Alluvione 2003 13-16 ottobre...

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