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Tesi di Laurea magistrale - Francesco Cavalieri
- 1. CARATTERIZZAZIONE IDROGEOLOGICA DELLA FRANA DI SUCCISO (RE) Relatore: Prof. Alessandro Simoni Correlatori: Prof. Lisa Borgatti Prof. Francesco Ronchetti Presentata da: Francesco Cavalieri
- 2. SCOPO DEL LAVORO Realizzare un modello geologico-tecnico della frana di Succiso (RE) Analisi delle campagne geognostiche e di monitoraggio Caratteristiche morfologiche e stratigrafiche del corpo di frana Stile di attività della frana e individuazione delle superfici di scorrimento Definire un modello idrogeologico concettuale del corpo di frana Documentazione e descrizione del comportamento dell’acquifero Variabilità spaziale e valori caratteristici dei parametri di conduttività idraulica
- 3. Modello idrogeologico concettuale Modello geologico- tecnico FASI DEL LAVORO Prove di permeabilità in foro (slug test) Sondaggi a carotaggio continuo Analisi di indagini geognostiche e geofisiche Prove di permeabilità puntuali (Lefranc ed elaborazione di dati di laboratorio geotecnico) Monitoraggio dei livelli piezometrici Prospezioni geofisiche Rilevamento Grafici inclinometrici e dati di monitoraggio topografico Superfici piezometriche Definizione dei parametri di conduttività idraulica
- 5. INQUADRAMENTO GEOLOGICO D. Ligure Esterno: Unità di M. Caio (SSI, CAO) D. Subligure: Unità di Canetolo (ACC, CGV, ARB) D. Toscano: Unità della Falda Toscana (MAC), Cervarola (CIV) Forme e depositi glaciali: cordoni morenici Forme e depositi fluviali: alvei terrazzati, incisi e conoidi Forme e depositi gravitativi: detrito di falda, corpi di frana
- 6. FRANA DI SUCCISO • Diversi scivolamenti roto- traslativi di terra e detrito: deposito di versante scorre sul substrato roccioso. • Importante fase di attivazione tra gli anni ‘50 e ‘70, a seguito dei quali è stato trasferito il paese. • Dagli anni ‘90 effettuate campagne di indagini geognostiche e di monitoraggio. • Opere in progetto: schermo di pozzi drenanti profondi 30 m.
- 8. INDAGINI GEOGNOSTICHE • Predominanza di materiale eterogeneo a matrice argilloso-limosa. • Diverse componenti di clasti e blocchi più grossolani prevalentemente arenacei, calcarei-marnosi, calcarenitici e argillitici. • Rare lenti correlabili in lunghezza. • Substrato composto da argilliti. • Profondità del substrato variabile: 30 m a monte, più profondo in corrispondenza del piede della frana. • Riconoscibili corpi con geometrie differenti, attribuibili a depositi di genesi diversa. Schema dei rapporti stratigrafici, indicate le lenti di materiale grossolano
- 10. INCLINOMETRI Diagramma tempo-velocità suddiviso per superficie di scivolamento: in giallo i dati relativi alla superficie superficiale, in arancione la superficie intermedia, in verde la profonda.
- 11. MONITORAGGIO PIEZOMETRICO • Superficie piezometrica prossima al piano campagna a monte, più profonda a valle. • Limitate variazioni di livello nei due casi. Legenda 13/11/2013 Idrografia - No falda s Prediction Map [Livelli piezometrici].[Livello,Peso] Filled Contours 780 – 790 790 – 800 800 – 810 810 – 820 820 – 830 830 – 840 840 – 850 850 – 860 860 – 870 870 – 880 880 – 890 890 – 900 Livelli idrici <all other values> Tipo Canale Piezometro Sorgente Legenda 13/11/2013 Idrografia - No falda Prediction Map [Livelli piezometrici].[Livello,Peso] Filled Contours 780 – 790 790 – 800 800 – 810 810 – 820 820 – 830 830 – 840 840 – 850 850 – 860 860 – 870 870 – 880 880 – 890 890 – 900 Livelli idrici <all other values> Tipo Canale Piezometro Sorgente Superficie piezometrica minima 13/11/2013 Superficie piezometrica massima 08/01/2014 m slm
- 12. MONITORAGGIO PIEZOMETRICO • Comportamento della tavola d’acqua influenzato dalle precipitazioni. • Falda freatica libera in grado di mantenere il versante in condizioni di costante ed elevata saturazione.
- 13. Prove relative a tutto il tratto fenestrato PROVE DI PERMEABILITÀ PROVE VARIABILI - Eseguiti 33 slug test: 11 a carico crescente, 11 a carico decrescente e 11 con pompaggio di acqua. Elaborati secondo Neville (2012). PROVE COSTANTI - Elaborate col metodo Muskat (Robbins et al., 2008) le cinque prove che hanno ottenuto la stabilizzazione del livello piez durante il pompaggio. Prove puntuali Eseguite 4 prove Lefranc in due fori di sondaggio. Elaborati i dati di una prova edometrica di un campione di terreno per la definizione della conducibilità. 1. Stima teorica della variazione iniziale del livello 2. Verifica della variazione effettiva di livello verificatasi nelle prove e motivazione della differenza eventuale 3. Analisi della curva di riequilibrio 4. Stima delle proprietà dell’acquifero 5. Verifica che le proprietà dell’acquifero stimate siano coerenti con il modello geologico-tecnico del sito di studio
- 14. SLUG TEST • I elaborazione secondo Hvorslev (1951) speditivo. • II elaborazione secondo Hvorslev con software AquiferTest. • III elaborazione secondo metodo KGS (Hyder et al, 1994. Vedi figura).
- 15. RISULTATI K compreso tra 7.38x10-5 e 6.17x10-10 m/s. • Analizzata la variabilità dei dati in relazione al tipo di prova, al piezometro e alla profondità del livello di falda per definire l’affidabilità delle prove. • Stabilito un intervallo di valori di K rappresentativo (vedi tabella, valori in m/s). Piezometro MIN Media geometrica MAX Intervallo rappresentativo 65 2.77E-08 4.47E-06 2.00E-05 8.00E-06 – 2.00E-05 67 4.63E-09 9.73E-08 4.48E-07 5.00E-09 – 1.70E-07 68 7.16E-08 2.81E-06 3.04E-05 7.00E-08 – 3.00E-05 69 5.84E-08 1.08E-06 1.34E-06 6.00E-08 – 2.00E-05 71 6.17E-10 9.90E-09 2.05E-08 6.00E-10 – 2.00E-08
- 16. MODELLO GEOLOGICO-TECNICO " " " " " "" " " " " " " " " " " ?? A A'160.000000 160.000000 260.000000 260.000000 360.000000 360.000000 460.000000 460.000000 560.000000 560.000000 660.000000 660.000000 760.000000 760.000000 860.000000 860.000000 960.000000 960.000000 .000000 800.000000 .000000 900.000000 .000000 1000.000000
- 18. OPERE DI MITIGAZIONE • Ben motivata la scelta dello schermo di pozzi drenanti profondi 30 m. • Modellazione UniMoRe utilizza un valore di K stimata approssimativamente con pochi test a disposizione, non rispecchia le eterogeneità dell’acquifero. • Consigliabile investigare in maniera più puntuale i livelli più permeabili per sfruttare più efficacemente la rete di flusso sotterranea.
- 19. CONCLUSIONI Frana di Succiso è costituita da diversi fenomeni di instabilità che insistono su porzioni diverse del versante Corpo di frana più attivo in porzioni limitate del versante, in fase di accelerazione negli ultimi anni (2009-2012) Costituita da argilla e limo con abbondanti inclusi (arenarie, calcari, argilliti) che scivola sopra substrato argillitico Presenza di tre superfici di scivolamento, scivolamento rototraslativo, in diminuzione e multiplo Il deposito presenta un’ampia variabilità verticale e laterale di conduttività idraulica Corpo di frana è acquifero non confinato alimentato da ampio bacino e da probabile ricarica verticale lungo fratture K compresa tra 6x10-10 e 7x10-5 m/s
Editor's Notes
- La frana di Succiso, in comune di Ramiseto (RE), nell’Alto Appennino reggiano, è un esteso corpo di frana che interessa il versante per una lunghezza complessiva di circa 2 km e larghezza massima di circa 600 m. Si tratta di una frana caratterizzata da scivolamenti roto-traslativi di terra e detrito, in cui le spesse coltri sedimentarie di origine glaciale e gravitativa, provenienti dalla disgregazione di rocce torbiditiche, scorrono su argilliti di pertinenza Sub-Ligure. La frana è citata in fonti storiche e ha subito un’intensa fase parossistica tra gli anni ’50 e gli anni ’70, provocando il grave danneggiamento dei centri abitati e delle infrastrutture presenti, a seguito della quale il paese è stato trasferito.
- Obiettivi della tesi sono: - la definizione delle caratteristiche morfologiche e stratigrafiche del corpo di frana; - la definizione dello stile di attività della frana e l’individuazione delle superfici di scorrimento; - la realizzazione di un modello geologico-tecnico della frana che tenga conto degli esiti delle campagne geognostiche e di monitoraggio; - la comprensione del comportamento dell’acquifero; - la definizione delle caratteristiche idrogeologiche del deposito e della loro variabilità. Alla luce dei risultati di questo lavoro di tesi sarà possibile ricavare delle indicazioni riguardo alla funzionalità delle opere di mitigazione progettate.
- La caratterizzazione della frana di Succiso si è svolta in una prima fase attraverso attività di rilevamento in campagna, per la definizione di litologie, morfologie e rete di drenaggio superficiale. Successivamente sono stati raccolti ed elaborati i dati di indagini geognostiche e geofisiche, quali sondaggi e profili sismici, e dati inclinometrici e di monitoraggio topografico, raccolti negli anni dal Servizio Tecnico di Bacino, per consentire la creazione di un modello geologico-tecnico della frana. Sono state inoltre svolte campagne di monitoraggio dei livelli piezometrici, sporadiche e in continuo, e numerose prove di permeabilità in foro, i cui risultati sono stati integrati a dati di prove puntuali (Lefranc e da prove di laboratorio) al fine di determinare le proprietà idrogeologiche del deposito.
- Localizzazione: L’area di studio è situata in provincia di Reggio Emilia, nel comune di Ramiseto, al confine con le provincie di Parma e di Massa-Carrara. Si trova nell’alto Appennino settentrionale, a quote comprese tra 750 m e 1000 m s.l.m., all’interno del bacino idrografico del Torrente Liocca che costituisce un bacino secondario dell’alta Val d’Enza. La zona è caratterizzata dalla vicinanza col crinale appenninico, circondata da vette elevate come l’Alpe di Succiso (2017 m) e il monte Acuto (1756 m) e incisa profondamente dall’azione dei principali corsi d’acqua della provincia che qui nascono, il Fiume Secchia e il Fiume Enza, creando elevate pendenze e grandi dislivelli.
- Carta geo: In quest’area dell’Appennino settentrionale affiorano tre distinte unità tettoniche (Puccinelli et al), riferibili a domini paleogeografici diversi, deformate da una serie di eventi compressivi e distensivi che determinano il sovrascorrimento delle une sulle altre: formazioni appartenenti al dominio Ligure esterno (unità tettonica Caio) sovrascorrono infatti nel versante di Succiso sull’unità sub-ligure di Canetolo. Poco più a Sud affiorano unità di dominio Toscano, che costituiscono l’unità sorgenti di gran parte dei numerosi depositi quaternari, testimoniati da depositi morenici, fluvioglaciali, di frana e detritici presenti nell’area. Carta geomorf Le forme e i depositi che si rinvengono nell’area sono dovute principalmente all’azione di ghiaccio, acqua e gravità, che in periodi diversi hanno modellato i versanti e depositato un notevole spessore di coltri sedimentarie. Ghiacciai wurmiani hanno lasciato significative testimonianze. Il tipo di ghiacciaio che agiva a queste latitudini era costituito da una zona di alimentazione posta al di sopra delle nevi perenni (1500 m) e da una o più lingue che si che si insinuavano lungo la valle fino alla zona di ablazione, dove si aveva lo scioglimento progressivo del ghiaccio e lo sbocco del torrente glaciale (800 m di quota). In questo versante il ghiacciaio era costituito da due rami che scendevano uno dall’altopiano del lago Mesco, e l’altro lungo la valle del Torrente Liocca e si riunivano a monte dell’attuale paese di Succiso in un’unica massa glaciale, per una lunghezza totale di quasi 6 km. I depositi glaciali in quest’area sono ben conservati e costituiti da materiale arenaceo ascrivibile alla fm. Macigno, che costituisce gran parte dei rilievi lungo il crinale. Si tratta di archi e cordoni morenici, spesso interrotti per erosione lineare o modificati da frane ed altri eventi successivi. Forme e depositi fluviali sono evidenti un po’ovunque, in particolare lungo le aste del Torrente Liocca e dei suoi affluenti. Gli alvei sono caratterizzati dalla presenza di deposito grossolano sedimentato durante le fasi di decrescita delle piene, rappresentato da grossi blocchi che raggiungono anche alcuni metri di diametro, e dalla presenza di lembi alluvionali terrazzati che testimoniano fasi alternate di erosione e deposizione e di conoidi di detrito alla confluenza dei suoi due affluenti. La presenza di forme di degradazione dei versanti si riconosce in particolar modo sottoforma di detrito di falda, corpi di frana. Il terreno risulta spesso rimaneggiato e rimescolato, creando depositi caotici di materiale a diversa granulometria e compattezza. Grandi spessori di sedimento
- L’abitato di Succiso, in Comune di Ramiseto (RE), è collocato su due versanti attigui che digradano verso la valle del Torrente Liocca, affluente di destra del Fiume Enza. In base alle evidenze geomorfologiche i versanti sono riconducibili ad un esteso e complesso corpo di frana che si sviluppa per una lunghezza di oltre 2 km verso monte, in cui si riconoscono fenomeni di dissesto distinti. La frana di Succiso in senso lato è attualmente in movimento generalizzato estremamente lento. Su di essa insistono numerosi fenomeni franosi successivi, che determinano l’instabilità di aree diverse a diverso grado di attività (rosso attivo, verde quiescente). Succiso superiore - Succiso inferiore, corpo centrale - Succiso inferiore, corpo laterale - Cimitero e dissesti laterali - Destra idrografica del Rio Marzolaro, frane minori – Versante di Succiso Si può affermare che il versante sia caratterizzato da scivolamenti roto-traslativi di terra e detrito, in gran parte quiescenti od estremamente lenti, con stile di attività successivo o multiplo. La massa in movimento è principalmente costituita da deposito di versante in senso lato (falda di detrito, deposito morenico, depositi gravitativi precedenti) che scorre sul substrato roccioso sottostante. Il versante non si muove come un “pendio infinito” ma, per l’elevata eterogeneità tessiturale e di origine del sedimento, assume movimenti diversi in velocità e stile deformativo, creando numerose superfici di scorrimento indipendenti tra loro o riattivando antichi piani di scivolamento più predisposti alla rottura. Cronistoria: A partire dall’inizio degli anni ’50 si è verificata una lunga fase di attività che si è protratta con vari episodi parossistici fino alla fine degli anni ’70, provocando il grave danneggiamento dei centri abitati e delle infrastrutture presenti, a seguito della quale il paese è stato trasferito. Da allora non si sono più verificati episodi di totale riattivazione del corpo di frana. A partire dalla metà degli anni ’90 il Servizio Tecnico di Bacino degli affluenti del Po ha realizzato nuovi rilievi geomorfologici e campagne di indagini geognostiche e di monitoraggio, allo scopo di approfondire e accertare la condizione dei dissesti che avevano coinvolto le tre frazioni. Eseguiti: sondaggi, prove geotecniche su campioni, profili sismici; piezometri, inclinometri, monitoraggio topografico attraverso stazione totale robotizzata, telerilevamento ecc. La Regione Emilia-Romagna nel 2008 ha deciso di procedere al consolidamento del versante. È stato predisposto un piano di intervento che prevede, tra le altre cose, la realizzazione di un drenaggio profondo del corpo di frana tramite uno schermo di 26 pozzi drenanti a grande diametro, profondi 30 m, con l’obiettivo di abbattere il livello piezometrico.
- Ai fini della creazione di un modello geologico utile ad una migliore descrizione delle caratteristiche idrogeologiche del corpo di frana, si è proceduto a integrare le informazioni bibliografiche e di cartografia con il rilevamento di campagna. Il rilevamento si è concentrato sui seguenti aspetti: - rilevamento geologico volto all’individuazione degli affioramenti e delle litologie affioranti; - rilevamento geomorfologico volto alla comprensione delle geometrie e degli stili deposizionali dei depositi principali, ovvero di origine glaciale e gravitativa; - rilevamento geomorfologico volto alla comprensione delle dinamiche fluviali di erosione e deposito; - rilevamento geomorfologico in particolare delle forme caratteristiche di frane attive e quiescenti, quali scarpate, trincee, incisioni, accumuli ecc; - il censimento dei corsi d’acqua superficiali e della rete di drenaggio della frana; - il censimento delle sorgenti e delle venute d’acqua, indicatore utile per l’individuazione dell’eventuale affioramento delle superfici di scorrimento della frana e per la ricostruzione della rete di flusso dell’acquifero; - il censimento di briglie e opere varie di mitigazione, ai fini di verifica e aggiornamento della cartografia in possesso. In gran parte dell’area di studio affiorano coperture di varia origine (depositi di versante, di frana e glaciali) che obliterano il substrato. Esse sono costituite da terreni eterogenei composti da una matrice di argilla e limo in diverse proporzioni con inclusi litici di varie dimensioni, da clasti centimetrici a blocchi anche superiori al metro, affioranti lungo l’unghia della frana. arenacei, calcarei marnosi, calcareniti e argilliti ascrivibili alle fm. Forme e depositi fluviali prevalenti nel fondovalle: conoidi, terrazzi, incisioni, erosione. Forme gravitative come scarpate. Sorgenti
- Sono stati esaminati i certificati dei sondaggi eseguiti a partire dal 1994, al fine di ricostruire le geometrie delle unità litologiche presenti avvalendosi anche, dove disponibile, della documentazione fotografica. L’analisi delle stratigrafie si è svolta correlando tra loro le litologie nel tentativo di ricostruire la eventuale presenza di lenti di diverso materiale o di riconoscere alternanze caratteristiche nei depositi, nell’ottica di stabilire o meno le porzioni del deposito aventi comportamento idrogeologico diverso dall’intorno. Indicativamente tutti i sondaggi sono caratterizzati dalla predominanza di materiale eterogeneo a matrice argilloso-limosa con diverse componenti di clasti e blocchi più grossolani. Dal punto di vista litologico la frazione grossolana ha la stessa composizione dei blocchi affioranti al piede del corpo di frana, è cioè costituita da calcari e arenarie attribuibili alle fm. Oltre allo studio delle carote si è proceduto alla raccolta dei dati derivanti da prospezioni sismiche, al fine di correlare i dati puntuali dei sondaggi con dati lineari ed estesi che permettessero di definire le geometrie dei corpi e la loro continuità laterale. Si sono riscontrate aree a diversa velocità di propagazione delle onde sismiche, attribuibili a depositi di genesi e tessitura differente (paleolavei, conoidi ecc). Determinata la profondità del substrato e lo spessore nei diversi punti della coltre sedimentaria.
- Sono stati raccolti e analizzati anche i dati derivanti dalle letture di otto tubi inclinometrici, ai fini di definire le profondità delle superfici di scivolamento, la velocità e la direzione del movimento, e di ottenere indicazioni riguardo gli stili cinematici dei corpi di frana. I tubi inclinometrici sono ubicati all’interno di parte dei sondaggi realizzati dal Servizio Tecnico di Bacino, distribuiti lungo tutto il corpo di frana. Attualmente, dei 10 inclinometri presenti nell’area di studio, ne rimangono in funzione solo quattro: 59I, 62I, 64I, 66I. Oltre a questi, sono state analizzate le letture di altri quattro inclinometri non più utilizzabili per danni o per l’eccessiva deformazione subita. I dati analizzati indicano che la mobilizzazione del terreno avviene lungo superfici di spessore limitato, denotando uno stile cinematico principale di scorrimento. In molti inclinometri è riscontrato anche l’effetto del fenomeno di creep superficiale, che interessa ampi spessori del sedimento e trova riscontro anche dai dati di monitoraggio topografico. Es: 59, 1 sup; 58, 2 sup; 64, 3 sup. Vengono distinte tre superfici di scivolamento sovrapposte, individuate confrontando le profondità e velocità delle zone di taglio. Si distingue una prima superficie di scorrimento (A), più superficiale, a profondità comprese tra 3 e 5 m e di ridotta estensione spaziale (è individuata solo dagli inclinometri 62I e 64I). Una seconda superficie (B) scorre a profondità variabile tra i 14 e i 18 m ed è intercettata dagli inclinometri 62I, 64I e 58I. La superficie più profonda (C) è individuabile in quasi tutti gli inclinometri e scorre a profondità comprese tra i 24 e i 37 m. Sono stati realizzati dei diagrammi tempo/velocità per indicare le variazioni di attività delle superfici di scorrimento individuate dagli inclinometri. Nel terzo grafico (fig. 4.23) sono messi insieme tutti i valori registrati e suddivisi per superfici di scivolamento: i punti verdi indicano le misure della superficie più profonda (C), gli arancioni di quella intermedia (B) e i gialli di quella più superficiale (A). Si osserva che le superfici hanno avuto un leggero aumento di velocità tra il 2001 e il 2004 per poi rallentare. Nel decennio in corso la superficie più profonda pare avere aumentato la propria velocità raggiungendo valori di circa 100 mm/anno.
- Sono stati raccolti e analizzati anche i dati derivanti dalle letture di otto tubi inclinometrici, ai fini di definire le profondità delle superfici di scivolamento, la velocità e la direzione del movimento, e di ottenere indicazioni riguardo gli stili cinematici dei corpi di frana. I tubi inclinometrici sono ubicati all’interno di parte dei sondaggi realizzati dal Servizio Tecnico di Bacino, distribuiti lungo tutto il corpo di frana. Attualmente, dei 10 inclinometri presenti nell’area di studio, ne rimangono in funzione solo quattro: 59I, 62I, 64I, 66I. Oltre a questi, sono state analizzate le letture di altri quattro inclinometri non più utilizzabili per danni o per l’eccessiva deformazione subita. I dati analizzati indicano che la mobilizzazione del terreno avviene lungo superfici di spessore limitato, denotando uno stile cinematico principale di scorrimento. In molti inclinometri è riscontrato anche l’effetto del fenomeno di creep superficiale, che interessa ampi spessori del sedimento e trova riscontro anche dai dati di monitoraggio topografico. Es: 59, 1 sup; 58, 2 sup; 64, 3 sup. Vengono distinte tre superfici di scivolamento sovrapposte, individuate confrontando le profondità e velocità delle zone di taglio. Si distingue una prima superficie di scorrimento (A), più superficiale, a profondità comprese tra 3 e 5 m e di ridotta estensione spaziale (è individuata solo dagli inclinometri 62I e 64I). Una seconda superficie (B) scorre a profondità variabile tra i 14 e i 18 m ed è intercettata dagli inclinometri 62I, 64I e 58I. La superficie più profonda (C) è individuabile in quasi tutti gli inclinometri e scorre a profondità comprese tra i 24 e i 37 m. Sono stati realizzati dei diagrammi tempo/velocità per indicare le variazioni di attività delle superfici di scorrimento individuate dagli inclinometri. Nel terzo grafico (fig. 4.23) sono messi insieme tutti i valori registrati e suddivisi per superfici di scivolamento: i punti verdi indicano le misure della superficie più profonda (C), gli arancioni di quella intermedia (B) e i gialli di quella più superficiale (A). Si osserva che le superfici hanno avuto un leggero aumento di velocità tra il 2001 e il 2004 per poi rallentare. Nel decennio in corso la superficie più profonda pare avere aumentato la propria velocità raggiungendo valori di circa 100 mm/anno.
- Sono stati esaminati i certificati dei sondaggi eseguiti a partire dal 1994, al fine di ricostruire le geometrie delle unità litologiche presenti avvalendosi anche, dove disponibile, della documentazione fotografica. L’analisi delle stratigrafie si è svolta correlando tra loro le litologie nel tentativo di ricostruire la eventuale presenza di lenti di diverso materiale o di riconoscere alternanze caratteristiche nei depositi, nell’ottica di stabilire o meno le porzioni del deposito aventi comportamento idrogeologico diverso dall’intorno. Indicativamente tutti i sondaggi sono caratterizzati dalla predominanza di materiale eterogeneo a matrice argilloso-limosa con diverse componenti di clasti e blocchi più grossolani. Dal punto di vista litologico la frazione grossolana ha la stessa composizione dei blocchi affioranti al piede del corpo di frana, è cioè costituita da calcari e arenarie attribuibili alle fm. Oltre allo studio delle carote si è proceduto alla raccolta dei dati derivanti da prospezioni sismiche, al fine di correlare i dati puntuali dei sondaggi con dati lineari ed estesi che permettessero di definire le geometrie dei corpi e la loro continuità laterale. Si sono riscontrate aree a diversa velocità di propagazione delle onde sismiche, attribuibili a depositi di genesi e tessitura differente (paleolavei, conoidi ecc). Determinata la profondità del substrato e lo spessore nei diversi punti della coltre sedimentaria.
- Sono stati esaminati i certificati dei sondaggi eseguiti a partire dal 1994, al fine di ricostruire le geometrie delle unità litologiche presenti avvalendosi anche, dove disponibile, della documentazione fotografica. L’analisi delle stratigrafie si è svolta correlando tra loro le litologie nel tentativo di ricostruire la eventuale presenza di lenti di diverso materiale o di riconoscere alternanze caratteristiche nei depositi, nell’ottica di stabilire o meno le porzioni del deposito aventi comportamento idrogeologico diverso dall’intorno. Indicativamente tutti i sondaggi sono caratterizzati dalla predominanza di materiale eterogeneo a matrice argilloso-limosa con diverse componenti di clasti e blocchi più grossolani. Dal punto di vista litologico la frazione grossolana ha la stessa composizione dei blocchi affioranti al piede del corpo di frana, è cioè costituita da calcari e arenarie attribuibili alle fm. Oltre allo studio delle carote si è proceduto alla raccolta dei dati derivanti da prospezioni sismiche, al fine di correlare i dati puntuali dei sondaggi con dati lineari ed estesi che permettessero di definire le geometrie dei corpi e la loro continuità laterale. Si sono riscontrate aree a diversa velocità di propagazione delle onde sismiche, attribuibili a depositi di genesi e tessitura differente (paleolavei, conoidi ecc). Determinata la profondità del substrato e lo spessore nei diversi punti della coltre sedimentaria.
- Allo scopo di stimare la conduttività idraulica del corpo di frana si è proceduto ad effettuare diverse prove di permeabilità in corrispondenza di cinque piezometri della rete di monitoraggio. Uno slug test è una prova idrogeologica in situ effettuata in singoli piezometri. Consiste nel sollecitare un improvvisa variazione nel livello dell’acqua all’interno del foro e nel monitorarne il comportamento fino al ripristino del livello statico iniziale. La misura della variazione del livello rispetto al tempo viene utilizzata per stimare la trasmissività o la conduttività idraulica del terreno nell’intorno del piezometro. L’affidabilità degli slug test nella stima dei parametri idrogeologici è legata all’entità della variazione del carico prodotta dalla prova stessa (Neville, 2012): generalmente essi non movimentano un grande volume di acqua, e sono quindi rappresentativi del terreno nelle immediate vicinanze del foro, che può essere affetto da variazioni dovute all’esecuzione del sondaggio e alle caratteristiche e condizioni del piezometro. Ciò nonostante, se interpretati correttamente, i risultati concorrono a stimare valori puntuali di conduttività idraulica utilizzabili ai fini della comprensione delle dinamiche idrogeologiche del sito di studio. Per questo lavoro di tesi sono stati eseguiti un totale di trentatre slug test, di cui undici attraverso il pompaggio di acqua fuori dal foro e i restanti grazie all’utilizzo di un corpo di volume noto (detto appunto slug), undici a carico crescente e undici a carico decrescente. Per l’elaborazione dei dati raccolti durante gli slug test è stato utilizzato il metodo proposto da Neville (2012). Esso prevede che l’interpretazione delle prove avvenga attraverso cinque passaggi successivi: - stima teorica della variazione iniziale del livello; - verifica della variazione effettiva di livello verificatasi nelle prove e motivazione della differenza eventuale; - analisi della curva di riequilibrio; - stima delle proprietà dell’acquifero; - verifica che le proprietà dell’acquifero stimate siano consistenti e coerenti con il modello geologico-tecnico del sito di studio. Neville suggerisce di stimare le proprietà idrauliche in due passaggi successivi: un’analisi preliminare con metodi a compressibilità zero e un’analisi finale con metodi più rigorosi la cui scelta dipende dalle geometrie del problema. Nel nostro caso occorrerebbe fare una prima stima con Hvorslev e Bower & Rice per poi procedere a un’analisi col metodo KGS per acquiferi non confinati. Per le prove nelle quali, durante le operazioni di pompaggio, è stata riscontrata una stabilizzazione del livello piezometrico in seguito ad un abbassamento iniziale, è stato possibile calcolare il coefficiente di conducibilità idraulica tramite il modello analitico di Muskat (Robbins et al., 2008), basato sul metodo di equilibrio. Esso permette la stima di K in situazioni in cui il livello piezometrico tende a stabilizzarsi durante il pompaggio. Sono stati effettuate inoltre quattro prove Lefranc, in due sondaggi, alle profondità comprese tra 20-22 m e 28-30 m secondo il metodo del carico variabile.
- Problematiche delle prove in questi piezometri Il modello teorico degli slug test prevede che la fenestratura del piezometro abbia una lunghezza limitata rispetto alla lunghezza totale del tubo: più è piccola, più la prova è puntuale e dà risultati rappresentativi per quel livello di terreno. L’ampia fenestratura dei piezometri utilizzati per questo lavoro di tesi non soddisfa queste caratteristiche. In più, la mancanza di livelli stratigrafici ben definiti all’interno dell’acquifero, la notevole eterogeneità tessiturale e granulometrica del sedimento e la presenza di lenti e intercalazioni di diverse proprietà idrauliche all’interno del tratto fenestrato rendono difficile una stima della conducibilità idraulica che sia il più possibile puntuale e correlabile a spessori definiti di terreno. Le prove eseguite riescono quindi a dare solo una stima per tutta la lunghezza del tratto fenestrato, che sarà un valore medio di tutte le componenti litologiche dell’acquifero intercettate in quel tratto. Occhiata generale ai vari casi Metodi di calcolo: HVR e KGS, perché. In letteratura esistono diversi metodi di interpretazione degli slug test, ascrivibili a due categorie principali. I metodi proposti rispettivamente da Hvorslev (1951) e da Bower & Rice (1976) fanno riferimento a modelli a immagazzinamento nullo: sono modelli che trascurano la compressibilità degli acquiferi e quindi considerano l’immagazzinamento pari a zero, rappresentando il logaritmo della variazione di livello nel tempo come una funzione lineare. Nella realtà questa è una semplificazione priva di rigore scientifico, ma di semplice applicazione e comunque discreta approssimazione (Neville, 2012). Sono metodi utili in prima analisi e abbastanza precisi in caso di formazioni con scarsa capacità di immagazzinamento e adattabili a diverse geometrie del problema. Altri metodi, come quelli proposti da Cooper et al., 1967 e dal Kansas Geological Survey (KGS, Hyder et al, 1994), sviluppano analisi rigorose dal punto di vista teorico, considerando l’influenza dell’immagazzinamento sulle proprietà idrogeologiche dell’acquifero. L’immagazzinamento, che si manifesta con la curvatura della curva di variazione del livello in grafico semi-logaritmico, viene stimato con una certa approssimazione per via grafica o con tecniche di calcolo numerico. Neville suggerisce di stimare le proprietà idrauliche in due passaggi successivi: un’analisi preliminare con metodi a compressibilità zero e un’analisi finale con metodi più rigorosi la cui scelta dipende dalle geometrie del problema. Nel nostro caso occorrerebbe fare una prima stima con Hvorslev e Bower & Rice per poi procedere a un’analisi col metodo KGS per acquiferi non confinati. In questo lavoro di tesi le caratteristiche dell’acquifero e dei piezometri consentono in realtà una stima poco puntuale della conduttività del terreno: il tratto fenestrato dei piezometri è infatti molto ampio, relativo a un grande spessore di terreno e spesso corrispondente a tutto lo spessore dell’acquifero. Il valore calcolato risulterà quindi una media dei livelli attraversati dai piezometri. Per questo motivo si è scelto di limitarsi ad analisi col metodo di Hvorslev ed effettuare solo un’analisi per piezometro con metodi più rigorosi, come controllo dei risultati. Differenza tra le varie prove L’alto numero di prove effettuate permette di avere un’ampia casistica di risultati da considerare nella discussione dei dati. L’affidabilità dei risultati dipende da vari fattori e considerazioni qui elencate: - buona esecuzione della prova in campagna e assenza di problematiche che possano influire sui risultati; - variazione di livello teorica e variazione di livello reale di grandezze simili; - in piezometri con tratto fenestrato che intercetta la tavola d’acqua preferire i dati di prove a carico crescente, perché garantiscono che il terreno al contorno del piezometro sia già saturo durante l’esecuzione della prova. Le prove a carico decrescente tendono infatti ad avere un coefficiente di conduttività leggermente inferiore alle loro omologhe a carico crescente; - prove con altezza piezometrica minore dalla base del piezometro danno un risultato qualitativamente migliore perché intercettano un minore spessore dell’acquifero e sono quindi più puntuali nella valutazione dei parametri idraulici. Se le prove lo consentono, conviene quindi scegliere i dati relativi ai giorni in cui la tavola d’acqua è al minimo.
- I dati di conduttività, ricavati con le varie prove, si dispongono in un intervallo compreso tra 7.38x10-5 e 6.17x10-10 m/s. Nel grafico a dispersione 5.10 sono indicate le distribuzioni dei valori di conduttività stimati con i vari metodi per ogni piezometro. La variabilità dei dati è stata messa in relazione con il tipo di prova, il piezometro e la profondità del livello di falda, per stabilire la differenza tra le prove effettuate a livello piezometrico massimo e quelle a livello minimo (fig. 5.11). Per ogni piezometro è quindi possibile stabilire un intervallo di valori di conduttività rappresentativo di tutto lo spessore su cui è stata eseguita la prova, tenendo conto delle prove a maggior affidabilità ed escludendo le prove puntuali, che forniscono invece un’utile indicazione per definire la variabilità di K all’interno dello stesso sondaggio. In tabella 5.10 sono indicati anche i valori massimi e minimi misurati per ogni piezometro e la media geometrica dei valori, che indica il punto mediano nella distribuzione delle conduttività. >> Variabilità spaziale Le conducibilità idrauliche si distribuiscono in modo eterogeneo all’interno del corpo di frana, sia in profondità che in pianta. I piezometri 68P e 69P risultano avere proprietà idrogeologiche simili, con conduttività calcolate nell’ordine di 10-6 m/s. entrambi i piezometri si trovano al limite del corpo di frana, e probabilmente almeno il 69P intercetta la superficie di scivolamento. Al loro interno esistono grandi differenze di proprietà idrauliche. La permeabilità minore è data dai piezometri 71P e 67P, situati al centro del corpo di frana. Il 71P è caratterizzato da marcata omogeneità tessiturale dei depositi e presenza di livelli anche molto consistenti (cfr cap. 4.3). Nella zona inferiore del corpo di frana sono collocati i sedimenti con conduttività maggiore (circa 10-5 m/s), caratterizzati dalla presenza di lenti di materiale più grossolano e fratturato.
- Sono state predisposte una carta geologico-tecnica del dissesto e tre sezioni geologiche del corpo di frana (vedi allegati), di cui una longitudinale e due trasversali alla direzione di movimento. La carta geologica rappresenta le morfologie individuate dal rilevamento e definisce i perimetri dei corpi di frana così come interpretati dal presente lavoro di tesi. Il substrato roccioso, come desunto dalle sezioni sismiche, si mostra ricoperto da uno strato di sedimenti lungo quasi 2 km e spesso tra i 35 m e i 40 m, composto da abbondante matrice argilloso-limosa e inclusi di diversa granulometria e litologia, prevalentemente arenacei, calcarei marnosi, calcareniti e argilliti. La diversa natura dei clasti indica come il deposito sia stato alimentato da formazioni geologiche diverse situate a diversa distanza dall’area di sedimentazione, come la fm. Macigno (arenarie feldspatiche), che costituisce l’ossatura delle vette del crinale appenninico affiorante a 4 o 5 km di distanza. Altre litologie riconoscibili nel deposito appartengono alla fm. di Monte Caio (calcareniti), alle Argilliti di San Siro, alle Arenarie di Ponte Bratica (arenarie quarzose) e alle Marne di Civago, tutte formazioni affioranti nei versanti che si affacciano sul deposito. La tessitura della coltre sedimentaria è fortemente eterogenea, a causa della sua precedente origine glaciale (Losacco, 1982) e a seguito del rimaneggiamento dovuto ai movimenti franosi e dalla dinamica fluviale, ed è stata ulteriormente alimentata dagli apporti provenienti dal disfacimento dei vicini versanti rocciosi sottoforma di colluvio e detrito di versante. Come desunto dal rilevamento di campagna, dalla cartografia geologica e dalla stratigrafia dei sondaggi, il substrato roccioso sepolto è costituito da argilliti appartenenti alla fm. delle Argille e Calcari di Canetolo. A valle del sondaggio 58I la superficie del substrato si ritrova a una profondità maggiore rispetto alla sua conformazione più a monte, fino a raggiungere una profondità di circa 55 m dal piano campagna, e assume un profilo concavo totalmente sepolto dallo spessore dei sedimenti, all’interno dei quali è stata riconosciuta una lente di depositi ciottolosi di paleoalveo del Torrente Liocca, come desunto dalla stratigrafia dei sondaggi e dalla sismica. Il fondovalle è interessato dalla dinamica fluviale: a monte e a valle del corpo di frana scorrono i Rii Marzolaro e Fontanelle, che alimentano il Torrente Liocca, depositando blocchi e ciottoli in conoidi alluvionali. La conoide del Rio Marzolaro è in parte sepolta sotto le alluvioni più recenti formatesi negli eventi di piena degli anni ’50-’70, che hanno dato origine ai due ordini di terrazzi fluviali, come testimoniato dalle interpretazioni delle foto aeree fatte dal Servizio Tecnico di Bacino. Attualmente l’alveo attivo del Torrente Liocca incide 4 m di sedimenti torrentizi, come riscontrato dagli spessori dei sedimenti ciottolosi nel sondaggio 60I. L’azione geomorfologica del ghiacciaio nella valle si sviluppava attraverso l’erosione delle pareti e del fondo vallivo e attraverso l’intenso accumulo del materiale detritico a valle e ai lati della lingua glaciale sottoforma di cordone morenico. Al termine della glaciazione, con il ritiro del ghiacciaio che ricopriva i versanti estendendosi fin oltre l’attuale frana, ha avuto luogo una fase in cui la grande disponibilità di sedimento e l’instabilità delle spesse coltri detritiche accumulate provocarono il parziale riempimento della valle: il profilo del substrato in profondità rispecchia infatti l’antico profilo della valle glaciale, come confermato dalla presenza del paleoalveo che indica la posizione dove in passato scorreva il Liocca. L’avanzare della frana ha sepolto progressivamente il fondo della valle, facendo migrare il torrente verso ovest e inducendo una dinamica erosiva nel versante opposto, dove il deposito morenico appare ancora attualmente in fase attiva di erosione (fig. 6.1). L’attuale corpo di frana, lungo oltre 1.5 km, appare costituito da diverse instabilità che insistono su porzioni diverse del versante. La porzione attualmente più attiva, come testimoniato dai dati di monitoraggio e come indicato in carta, è localizzata in prossimità e a valle dell’abitato di Succiso inferiore, tra le quote di 825 e 875 m slm,dove sono state identificate tre superfici di scivolamento principali. Il piano più superficiale (A) è posizionato tra i 3 e i 5 m di profondità, ed è riscontrato dagli inclinometri 62I e 64I, con una velocità massima di 19 mm/anno. A monte degli inclinometri è stata rilevata la scarpata di questo dissesto. In questo punto un ruscelletto superficiale diventa sotterraneo per poi tornare nuovamente in superficie una cinquantina di metri più a valle, indicando il punto dove si trova l’unghia dell’accumulo della frana. Alla superficie di scivolamento corrisponde, dalle stratigrafie, un livello litologico caratterizzato da blocchi di arenaria fratturata e ghiaia, che costituisce l’acquifero sospeso alimentato dal ruscelletto. La superficie di scorrimento intermedia (B) è riscontrata dagli inclinometri 64I e 58I a una profondità media di 19 m, con una velocità di 13 mm/anno . L’assenza di questa superficie negli inclinometri più a monte suggerisce che il suo limite superiore sia rappresentato dalla scarpata a valle degli edifici di Succiso inferiore, scarpata che è testimoniato essere stata attiva durante le fasi parossistiche degli anni ’50-’70. La profondità misurata dagli inclinometri permette di correlare la superficie di scivolamento con le sorgenti rilevate in sponda sinistra del Rio Marzolaro, permettendo di delimitare il corpo di frana che si estende per circa 250 m dal piede alla scarpata. La superficie di scorrimento profonda (C) è indicata negli inclinometri 60I, 61I, 64I, 58I, 47I, 59I. È situata a una profondità media di 35-40 m dal piano campagna e ha velocità variabile al suo interno compresa tra 7 e 230 mm/anno . Delimita un corpo di frana che si estende dal piede fino a monte di Succiso di mezzo per oltre 700 m, corrispondendo al deposito identificato dalla perimetrazione effettuata dal Servizio Tecnico di Bacino. Questo corpo, come desunto dai sondaggi e dalla sismica, a monte appoggia direttamente sul substrato, mentre a valle taglia il sedimento che in questa zona assume un maggiore spessore. Non è esclusa la presenza di superfici di scorrimento più profonde, all’interno del deposito sedimentario o tra il sedimento e il substrato, a profondità maggiori di quelle raggiunte dagli inclinometri. In carta e nelle sezioni trasversali al corpo di frana è indicato, a Est di questo deposito, l’altro corpo di frana riconosciuto dai tecnici della Regione, che dai dati di monitoraggio appare muoversi a velocità decisamente minori (circa 1-2 mm/anno) e che, secondo l’inclinometro 49I, ha una superficie di scivolamento più superficiale (25 m di profondità). A ovest, invece, sia i dati di monitoraggio che le evidenze geomorfologiche testimoniano la presenza di un deposito che risulta essere attualmente fermo, indicato nella carta geologica come deposito glaciale. Il versante assume nel tratto terminale uno stile di attività in diminuzione (Cruden & Varnes, 1996), in cui cioè le superfici di scivolamento tagliano lo spessore dell’accumulo accomodando il corpo di frana verso un profilo di minore pendenza (fig. 6.2). Nel tratto a monte, invece, la frana assume uno stile di attività multiplo, caratterizzato dal raccordo delle superfici di rottura in un'unica superficie di scorrimento ad andamento planare.
- Dall’analisi dei dati idrogeologici e dalle osservazioni in campagna si evince che il deposito di frana assume il comportamento di un acquifero non confinato, avente alla base il substrato impermeabile della formazione delle Argille e Calcari di Canetolo. L’acquifero assume la forma del sedimento, quindi è caratterizzato da un ispessimento a valle dello spessore di circa 50 m e da un o spessore costante di circa 35 – 40 m a monte. L’acquifero è costituito da sedimenti aventi differenti caratteristiche idrogeologiche, dalla matrice più fine a bassissima permeabilità agli inclusi di arenaria a permeabilità intermedia, fino ai blocchi fratturati e alle lenti di ghiaia caratterizzati da permeabilità elevata. I sedimenti sono però disposti in modo caotico, non classato né organizzato in geometrie aventi continuità laterale correlabile tra sondaggi diversi, rendendo limitata l’interconnessione delle parti più permeabili. Le lenti principali individuate nel modello sono: - paleoalveo precedentemente descritto, costituito da ciottoli e blocchi; - lenti di sabbia di spessore non superiore a 0.5 m presenti al di sotto delle superfici di scivolamento e intercettate dai sondaggi 62P e 64P; - alternanze di grossi blocchi di varie litologie presenti sia a valle, nel sondaggio 60I, che più a monte nel sondaggio 59I; - livelli di materiale ghiaioso-limoso poco compatti e con scarsa matrice presenti alla base del sondaggio 69P. Oltre all’acquifero principale è presente un acquifero sospeso, precedentemente descritto, collocato all’interno di un livello di arenaria fratturata e ghiaia posto tra i 3 e i 5 m nei sondaggi 62I e 64I. L’acquifero principale è in situazione di costante saturazione, alimentato dall’ampio bacino a monte, con la tavola d’acqua che risente delle precipitazioni e delle variazioni stagionali, e che nella zona a monte si trova in prossimità del piano campagna. L’acquifero alimenta i rii e i torrenti superficiali. L’acquifero presenta valori di conduttività idraulica molto vari, compresi tra 6.17x10-10 e 7.38x10-5 m/s (Fig. 6.4) .La permeabilità maggiore è riscontrata nella parte a valle, in corrispondenza del piezometro 65P, che restituisce valori di conduttività idraulica nel suo intorno compresi tra 8.49x10-6 e 2x10-5 m/s. La permeabilità è decisamente minore all’interno del corpo di frana in corrispondenza dell’abitato di Succiso inferiore, dove arriva a raggiungere valori di 6x10-10 m/s (piezometro 71P). La presenza di livelli più grossolani e permeabili influisce sulla conducibilità sul bordo orientale del corpo di frana, che è misurata nei piezometri 68P e 69P tra 7x10-8 e 3x10-5 m/s. Il livello più grossolano si trova alla profondità di 30 m e ha una conducibilità di 1x10-5 m/s, come stabilito dalle prove Lefranc nel piezometro 69P. Alla luce di quanto detto finora si può ipotizzare che le porzioni della frana contenenti lenti a diversa litologia e blocchi fratturati siano caratterizzati da una conducibilità idraulica più alta della media misurata all’interno del deposito, quindi dell’ordine di 10-5 – 10-7 m/s. Queste parti sono riconducibili: - alla porzione a valle della frana, denominata zona 2 nel capitolo 4.3, dove sono posizionati i sondaggi 62I, 63P, 64I e 65P e caratterizzata dalla presenza di lenti e livelli di materiale più grossolano; - alla zona 4 della frana, in corrispondenza di Succiso di mezzo, dove è situato il sondaggio 59I, caratterizzato dalla presenza di grossi blocchi fratturati di diversa litologia. Viceversa, dove è predominante la presenza di terreni argilloso-limosi la conducibilità dell’acquifero risulterà minore, dell’ordine di 10-8 – 10-9 m/s. è questo il caso di: - zona 3, corrispondente all’abitato di Succiso inferiore; - il sondaggio 61I, a valle della frana in corrispondenza dell’incisione fluviale del Rio Marzolaro; - le porzioni esterne al corpo di frana più attivo, indagate dai sondaggi 48I e 49I, posizionati nella zona 4. Le zone caratterizzate invece da forti differenze verticali avranno comportamento simile ai piezometri 68P e 69P, con livelli a scarsa permeabilità sovrapposti a livelli caratterizzati da permeabilità elevata che fungono da canali preferenziali di movimento del flusso idrico. Si ipotizza, sulla base delle stratigrafie desunte dai sondaggi, che questo possa essere il caso della porzione di frana relativa al sondaggio 60I, a valle, e al sondaggio 66I, nei pressi di Succiso di mezzo. Entrambi questi sondaggi infatti riscontrano la presenza di livelli di materiale eterogeneo con abbondante matrice argilloso-limosa sovrapposti a grossi blocchi fratturati di litologie diverse. I valori di conduttività idraulica possono essere molto diversi, nell’ordine di 10-8 – 10-5 m/s.
- Le opere che possono avere maggior efficacia consistono in opere di drenaggio, da concentrarsi alle profondità del movimento. Da questo punto di vista, data la profondità della superficie di scivolamento superiore ai 30 m, la scelta dello schermo di pozzi drenanti è ben motivata. L’efficacia del progetto è stata valutata attraverso una modellazione elaborata dall’Università degli studi di Modena e Reggio Emilia, che utilizza un modello semplificato del corpo di frana e valori di conduttività idraulica stimati tramite una stima molto grossolana che può non rispecchiare le caratteristiche di eterogeneità dell’acquifero. Per avere conferma della validità dell’opera occorrerebbe quindi fare una valutazione delle conducibilità idrauliche del deposito migliore e più puntuale, per individuare i livelli a maggiore permeabilità da sfruttare ai fini del drenaggio e determinare più precisamente la rete di flusso sotterranea: prove Lefranc a profondità differenti su nuovi sondaggi, slug test in piezometri con fenestratura di spessore limitato e specifico scelto in base alle caratteristiche stratigrafiche, prove di tracciamento per ricostruire il flusso all’interno del corpo di frana. Per aumentare il raggio di influenza dei pozzi, viste le basse permeabilità del materiale, è possibile prevedere la realizzazione di un sistema di dreni sub-orizzontali radiali alla base dei pozzi stessi. Merita una riflessione anche la scelta della posizione dello schermo di pozzi drenanti.
- Il rilevamento e le indagini geognostiche e geofisiche hanno fornito informazioni utili per la definizione delle caratteristiche del corpo di frana. Permette di definire le caratteristiche del corpo di frana, gli stili di movimento e i caratteri delle superfici di scivolamento, lo stato di attività. Attraverso le prove di permeabilità in foro, elaborate con vari metodi, si è riscontrata una notevole variabilità di conduttività idraulica all’interno del corpo di frana, compresa tra 6.17x10-10 e 7.38x10-5 m/s. Questi valori cambiano lateralmente, determinando zone a diversa permeabilità media.