Rilevamento geologico strutturale, Tesi di laurea di Geologia. Università degli Studi di Palermo
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Rilevamento geologico strutturale, Tesi di laurea di Geologia. Università degli Studi di Palermo

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1

UNIVERSITÁ DEGLI STUDI DI PADOVA

FACOLTÀ DI SCIENZE MATEMATICHE, FISICHE, NATURALI

CORSO DI LAUREA IN SCIENZE GEOLOGICHE

RILEVAMENTO GEOLOGICO-STRUTTURALE E INDAGINE

GEOELETTRICA DELLA PORZIONE NORD OCCIDENTALE

DELLA FRANA DEL VAJONT NELLE PREALPI VENETE

GEOLOGICAL-STRUCTURAL MAPPING AND GEOELECTRICAL

INVESTIGATION OF THE NORTH-OCCIDENTAL PORTION OF THE VAJONT

LANDSLIDE IN THE VENETIAN PREALPS

Padova, 24 giugno 2011

Relatore: Prof.ssa Martin Silvana

Correlatore: Prof.ssa Zaja Annalisa

Candidato: Carli Marco

ANNO ACCADEMICO 2010-2011

2

INDICE

RIASSUNTO

1 INTRODUZIONE

1.1 Scopo della tesi

1.2 Inquadramento geografico e geologico

2. STUDIO GEOLOGICO

2.1 Assetto stratigrafico della Valle del torrente Vajont

2.2 Rilevamento geologico

2.2.1 Caratteristiche della frana del Monte Toc

2.2.2 Analisi dell’area rilevata

2.2.3 Descrizione dei depositi (dell’onda e morenici)

2.3 Analisi strutturale

2.3.1 Proiezioni stereografiche

3 PROVE GEOELETTRICHE

3.1 Principi base e grandezze fisiche in geoelettrica

3.1.2 Metodologia impiegata

3.2 Prospezione geoelettrica

3.2.1 Inquadramento dell’area

3.2.2 Descrizione della prospezione

CONCLUSIONI E DISCUSSIONE

BIBLIOGRAFIA

3

RIASSUNTO

In questo lavoro è presentato il rilevamento geologico di una porzione del deposito della

frana del Vajont avvenuta il 9 ottobre 1963 per definire l’assetto delle formazioni

coinvolte e del quaternario. Le misure sono state effettuate su affioramenti scelti in modo

tale da poter caratterizzare i grandi blocchi costituiti dalle diverse unità litologiche

appartenenti al Calcare di Socchèr, riservando uno studio particolare al Colle Isolato.

È stato effettuato, inoltre, uno stendimento geoelettrico lungo 155 m sulla strada che

porta alla località la Pineda utilizzando un computer-resistimetro PASI per definire la

tomografia elettrica resistiva (ERT) e valutare la resistività dei differenti tipi di deposito.

Abstract

It is here presented the geological mapping of a deposit portion of Vajont landslide

which took place on October 9, 1963, in order to define the asset of the involved

formations and of the quaternary. The measurements have been performed on outcrops

selected in such a way to permit the characterization of the major blocks constituted by

different lithological units belonging to the Calcare di Socchèr, with particular interest

in the Colle Isolato. Moreover, it was performed a 155 meter long geoelectrical

mapping along the road leading to Pineda, employing a PASI computer resistivity meter

in order to define the electric resistive tomography (ERT) and evaluate the resistivity of

different types of deposits.

4

1. INTRODUZIONE

1.1 SCOPO DELLA TESI

Questo lavoro di tesi consiste nel rilevamento geologico-strutturale e geoelettrico di una

porzione del deposito della frana del Vajont.

Lo studio è un contributo alle indagini attualmente in corso presso l’università di

Padova.

Gli obbiettivi della tesi sono:

 Il rilevamento della porzione del deposito con realizzazione di una carta

geologico-strutturale alla scala 1:2000;

 Caratterizzazione del deposito con alcune valutazioni sulle caratteristiche

litologiche delle rocce;

 Lo studio dell’andamento della successione stratigrafia e del nuovo assetto del

Colle Isolato dopo la frana;

 Analizzare i depositi per definire un profilo di resistività lungo la strada che dal

parcheggio (nei pressi del Colle Isolato) porta alla Pineda.

I risultati ottenuti sono di carattere preliminare.

5

1.2 INQUADRAMENTO GEOGRAFICO E GEOLOGICO

La Valle del Vajont corrisponde ad un solco profondo fra una serie di alte ed impervie

montagne facenti parte della catena del Monte Borgà (2215 m) a N e del Monte Toc

(1921 m) a S, entrambe comprese nel settore settentrionale delle Prealpi Venete fra la

Valcellina e la Val di Piave, rispettivamente ad Est e ad Ovest (figura 1).

Fig. 1. Inquadramento geografico della valle del Vajont (MARTINIS & FRANCANI,

1979).

Sono presenti altre cime importanti quali il Monte Salta (2039 m) e il Monte Sterpezza

(2215 m), entrambe appartenenti alla catena del Monte Borgà. Appartenente invece alla

catena del Monte Toc è Cima Morra (1938 m), rimasta isolata dalla incisione formata

dal Torrente Massalezza.

Il Torrente Vajont, responsabile dell’incisione della valle, nasce da Col Nudo (2471 m),

discende nel suo primo tratto verso NE e riceve sulla destra le acque del torrente

Frugna. Tra la confluenza con questo torrente e la confluenza col torrente Tuora,

anch’esso affluente di destra, descrive un arco di 90° al piede del Monte Certen (1882

m), mutando il suo corso dalla direzione circa meridiana in quella longitudinale e

defluendo verso occidente. Questa direzione veniva mantenuta, prima della caduta della

frana del 9 ottobre 1963, fino allo sbocco nella Val di Piave. La confluenza col Piave

6

avveniva di fronte a Longarone, attraverso una profonda gola aperta dall’erosione post-

glaciale in corrispondenza di un gradino situato al punto di incontro tra il piccolo

Ghiacciaio del Vajont e il più grande e profondo Ghiacciaio Plavense.

Da un punto di vista morfologico la Valle del Vajont corrisponde ad un’ampia doccia

glaciale con il fondo a 700-800 m circa ed i versanti dell’ultimo tratto presentavano,

prima della frana del 9 ottobre 1963, forme ben distinguibili del modellamento dovuto a

due fasi erosive distinte:

Il glacialismo wurmiano, che ha scavato un’ampia valle con profilo trasversale a forma

di U;

La ripresa dell’erosione normale post-wurmiana, che ha inciso nel fondo di questa

valle la profonda e stretta gola nella quale il torrente scorreva.

L’erosione post-glaciale, e forse anche interglaciale, ha profondamente inciso la doccia,

data la sua pensilità sulla Valle del Piave, mediante una profondissima gola a pareti

spesso sub verticali e alte fino a 300 m.

Le vicende geomorfologiche anteriori al passaggio del ghiacciaio wurmiano non sono

facilmente ricostruibili. Sono probabilmente pre-wurmiani alcuni depositi di detriti

fortemente cementati che si trovano sul versante destro della valle al di sopra dei 900-

1000 m e che sul versante sinistro sono stati coinvolti nella frana. La presenza di questi

detriti lascia pensare che il ghiacciaio wurmiano si sia impostato su un’antica

morfologia fluviale.

In seguito alla costruzione della diga e, posteriormente alla caduta della frana, il corso

del torrente Vajont fu interrotto a circa 1200 m dallo sbocco e le sue acque

contribuirono a formare un lago, la cui natura fu dapprima artificiale, perché sbarrato

dalla diga, mentre dopo il 9 ottobre 1963 ha assunto il carattere di lago naturale per

sbarramento da frana.

Da un punto di vista generale la tettonica della zona è caratterizzata da ampie

monoclinali orientate E-W, troncate da faglie con direzione N-S. Un elemento

strutturale di notevole importanza in questa zona è costituito dal ricoprimento del Monte

Borgà sul versante destro della Valle del Vajont sopra Erto e Casso. Qui i calcari oolitici

del Giurassico Medio (Dogger) sormontano la “Scaglia Rossa” del Cretaceo Superiore

ed hanno strati fortemente raddrizzati che in qualche punto costituiscono una vera

anticlinale frontale. Il piano di scorrimento è in generale sub orizzontale o debolmente

inclinato verso N. Le formazioni rocciose sottostanti all’accavallamento del M. Borgà,

7

affioranti in destra del Vajont nella parte bassa della Valle, sono immersi verso N.

Mentre risalendo il Monte Toc, la pendenza raggiunge i 45-50° (figura 2).

Fig. 2. N-S geological section from M. Toc to M. Salta. LEGENDA: 1) a

Quaternary; b stratified alluvial gravels; 2) Scaglia Rossa Fm. (Upper Cretaceous - Lower Paleocene);

3) Cretaceous-Jurassic Fms. (Socchér Formation sensu lato and coeval): b) Socchér Fm. sensu stricto, c)

Ammonitico Rosso and Fonzaso Fms.; 4) Calcare del VaiontFm. (Dogger); 5) Igne Fm. (Upper Liassic);

6) Soverzene Fm. (Lower and Middle Liassic); 7) Dolomia Principale (Upper Triassic); 8)Faults and

overthrusts; 9) Failure surfaces of landslide (SEMENZA & GHIROTTI, 2000). Sa, L. del Monte Salta;

Sp, L. delle Spesse; CE, L. del Col delle Erghene; CB, L. della Croda Bianca. From Profili geologici

delle valli Vajont e Gallina TAV. 3. (BESIO & SEMENZA, 1990].

Tra le faglie è particolarmente interessante la linea del Col delle Tosatte che attraversa

tutta l’area in direzione N-S, parallela all’alveo del Piave, in corrispondenza della gola

tagliata dal Torrente Vajont (figura 3).

Altre strutture importanti sono:

- la Linea del Col Tramontin, che corre parallelamente alle pareti orientali del M. Toc,

a sud-ovest della località la Pineda;

- la Linea della Coste delle Ortiche, fiancheggia le pareti orientali del M. Toc e taglia

il fondovalle del Vajont. Corrisponde per un tratto alla superficie di distacco della

frana;

- la Linea del Certen, che fiancheggia le pareti occidentali di questo monte.

- La Sinclinale di Erto, con asse in direzione circa E-O, riconoscibile nella Conca di Erto,

nei versanti settentrionali del M. Certen e Cornetto;

- La Anticlinale Pelf-Frugna, con asse in direzione NNE-SSO, tagliata da una faglia inversa

sul fianco meridionale, ben visibile nella parte Nord del Massalezza. L’asse

dell’anticlinale corre lungo la Val Gallina, attraverso l’alta Val Mesazzo e l’alta Valle del

Vaiont.

Sa

Sp

CE CB

8

CARTA GEOLOGICA-STRUTTURALE DELLE VALLI VAJONT E GALLINA

Fig. 3. Carta geologica: sono indicati i principali lineamenti dell’area. (Besio e

Semenza, 1990). Carta geologica delle valli Vaiont e Gallina (Dolomiti orientali).

9

2 STUDIO GEOLOGICO

2.1 ASSETTO STRATIGRAFICO DELLA VALLE DEL TORRENTE

VAJONT

Nella Valle del Vajont e nei gruppi adiacenti affiorano formazioni rocciose di età

compresa tra il Giurassico Medio e l’Eocene Medio. A partire dal Giurassico Inferiore

(Lias), l’area in questione era parte di un dominio bacinale in cui si accumulavano

micriti selcifere intercalate in varia misura a calcareniti e calciruditi oolitiche o

bioclastiche che, prodotte nelle vicine piattaforme, venivano periodicamente scaricate

nei bacini da correnti di torbida ed altri flussi gravitativi. Le principali differenze nella

composizione delle formazioni dipendono dalle variazioni negli apporti delle

piattaforme.

Fig. 4. Rappresentazione grafica dei rapporti stratigrafici tra le Formazioni

(WINTERER e BOSELLINI, 1981).

Le formazioni affioranti, dal basso verso l’alto sono: (figura 4).

Descrizione secondo MASETTI (1986).

1. Dolomia principale;

La Dolomia Principale (Triassico Superiore), ha uno spessore di circa 1000 m ed è

caratterizzata da alternanze cicliche di dolomie massicce sub- intertidali bianche, da

10

dolomie stromatolitiche sopratidali e sottili livelli marnosi verdi che rappresentano

depositi di alterazione subaerea corrispondenti all’estrema fase regressiva del ciclo. La

porzione superiore presenta un colore grigio scuro. Queste sono caratteristiche peculiari

della dolomia principale affiorante nell’area in cui si imposterà, all’inizio del Giurassico

, il Bacino Bellunese. L’ambiente deposizionale è riferibile a vaste piane tidali che si

estendevano su quasi tutta l’Italia Settentrionale.

2. Calcare del Vajont;

Ha uno spessore di circa 450 m e risale al Giurassico Medio (Dogger). E’ caratterizzato

da calcareniti oolitiche massicce o stratificate in grossi banchi. Possono essere presenti

noduli e letti di selce scura. L’ambiente deposizionale è all’interno del Solco Bellunese

compreso tra la Piattoforma Trentina a Ovest e la Piattaforma Friulana a Est. In questo

contesto siamo di fronte a due tipologie sedimentarie, quella neritica e quella pelagico-

batiale, caratterizzate da condizioni idrodinamiche molto differenti. Questo Calcare è il

prodotto di una risedimentazione gravitativa lungo il fianco occidentale della

Piattaforma Friulana (BOSELLINI e MASETTI, 1972).

3. Formazione di Fonzaso;

La formazione di Fonzaso (Oxfordiano), ha uno spessore di 10-40 m ed è costituita da

biocalcareniti e calcari micritici bruni, fortemente selciferi, in strati di 5-20 cm a lamine

parallele ed oblique. Di notevole interesse sono i livelli di argilliti verdi di 5-10 cm

ripetutamente intercalati nella formazione a causa del ruolo che hanno svolto nello

scivolamento della frana. L’ambiente deposizionale è simile a quello del Calcare del

Vajont; le variazioni che si notano sono la minor quantità e la presenza di grani

bioclastici al posto di ooliti nelle torbiditi in arrivo dalla piattaforma Friulana.

4.Rosso Ammonitico;

Il rosso ammonitico risale al Cretacico Inferiore, ha uno spessore di 5-15 m ed è

caratterizzato da micriti nodulari grigie e rossastre, massicce o in strati di spessore

superiore a 1 metro. Questa formazione è completamente priva di r isedimenti, quindi la

microfacies è costituita esclusivamente da micriti pelagiche a peloidi.

11

5. Calcare di Socchèr;

E’ caratterizzato da uno spessore di 150 m depositatosi durante il Cretacico-Inferiore,

Cretacico-superiore. Il Calcare di Socchèr è costituito da una complessa alternanza di

calcari microcristallini e di calcareniti provenienti dalla piattaforma Friulana. La

componente fine è rappresentata da strati decimetrici di micriti, micriti marnose e marne

grigie, rosse o verdastre contenenti selce dello stesso colore in noduli e letti. Si notano

numerose discordanze e scivolamenti intraformazionali indicanti come la deposizione di

questa formazione sia avvenuta lungo la scarpata che raccordava la Piattaforma

Friulana, ubicata a SE, all’antistante bacino.

6. Scaglia Rossa;

Cretaceo Superiore – Paleocene Inferiore, spessore 300 m circa. Monotona successione

di marne e di calcari marnosi rossi, completamente privi di risedimenti gravitativi, nella

più tipica facies di Scaglia. Questa Formazione livella la preesistente ed articolata

topografia depositandosi uniformemente su tutta l’area esaminata.

7. Marne di Erto;

Paleocene, spessore 100-150 m. Questa unità (GARAVELLO e LUCIANI (1986),

rappresenta la transizione tra la Scaglia Rossa e il Flysch ed è costituita da marne e

subordinati calcari marnosi grigi, intensamente bioturbati, contenenti rari stratere lli di

calcareniti ed arenarie.

8. Flysch;

Eocene, spessore almeno 200 m, caratterizzato da una potente successione di arenarie

torbiditiche intercalate a peliti. Le areniti sono rappresentate da calcareniti passanti ad

arenarie; le peliti sono costituite da marne e marne argillose grigie.

12

2.2 RILEVAMENTO GEOLOGICO

Il rilevamento geologico è stato effettuato nei pressi del Colle Isolato, in una porzione

della fascia frontale dei depositi della grande frana del 9 ottobre 1963, fino a proseguire

con le indagini lungo la strada che dal paese di Erto in direzione Longarone, svolta a

sinistra in direzione della località la Pineda, a circa 600 m dalla spalla destra e 400 m

dalla spalla sinistra della diga in direzione Est (figura 5).

Fig. 5. Area rilevata e rappresentante le frane avvenute nella valle del Vajont. 1), 1’),

1’’) Corpo di frana de La Pineda (avvenuta nel Wurmiano); 3) 3’’) Massa di frana del

9 ottobre 1963, 3’) “Colle Isolato”,come definito da Semenza, costituisce l’ammasso

della paleofrana rimasto isolato dopo l’erosione dell’alveo del Vajont (SEMENZA,

2000, modificata).

Area rilevata

13

2.2.1 CARATTERISTICHE DELLA FRANA DEL MONTE TOC

La superficie del corpo di frana è di circa 1.9 Kmq. Il fronte di frana ha una lunghezza

totale di circa Km 1,850 e secondo la ricostruzione di SELLI e TREVISAN (1964) ha

uno spessore massimo di circa 330 m e medio di 157 m. Il volume, secondo gli stessi

autori, si aggira intorno ai 300 106 mc. Lo spostamento in proiezione orizzontale (piano

topografico) della frana è di 350-380 m; lo spostamento massimo lungo la superficie di

scivolamento è invece di circa 450-500 m e velocità massima supposta di circa 25 m/s

(MULLER, 1968). Il movimento è stato suddiviso in due fasi: la prima fase

caratterizzata da un comportamento “visco-plastico” (creep)osservata dal 1960 al 9

ottobre 1963, la seconda fase caratterizzata da un rapido movimento, avvenuto nel giro

di poche decine di secondi, dovuto alla fratturazione nella parte bassa del pendio, lungo

il piano inclinato di scivolamento (JAEGER, 1972).

2.2.2 ANALISI DELL’AREA RILEVATA

La nomenclatura utilizzata nella successione stratigrafica (figura 6) fa riferimento alle

unità cartografate nei depositi da ROSSI e SEMENZA (novembre 1963), mentre per la

sua descrizione ci si è affidati a studi eseguiti da MARTINIS e FRANCANI (1985).

Le formazioni rilevate da R. e S. partendo dall’alto verso il basso sono: Scaglia Rossa

(Cretaceo Superiore) e Calcare di Socchèr (Cretaceo Medio e Inferiore).

Nella zona presa in esame compaiono litologie appartenenti alla formazione del Calcare

di Socchèr, in quanto coinvolte maggiormente nello scivolamento della frana. Queste,

secondo la sequenza stratigrafica, sono collocate al di sopra dei calcari lastroidi selciferi

(formazione “ma”) del Giurassico Medio (Malm) presenti in affioramento nella nicchia

di distacco, sono inclinate di circa 45° verso N (franappoggio) e coincidono con la

pendenza della nicchia stessa. Si deve perciò ritenere che lo scollamento sia avvenuto

all’interno di questa formazione “ma” posta al di sopra dei più rigidi Calcari del

Giurassico Medio (SELLI e TREVISAN, 1964).

14

Fig. 6. Colonna stratigrafica delle formazioni affioranti nella Valle del Torrente del Vajont. A

sinistra, rappresentazione secondo CARLONI e MAZZANTI (1964); a destra, secondo BESIO e

SEMENZA (1963). La descrizione delle litologie è basata su studi eseguiti da MARTINIS &

FRANCANI (1979).

cs

b

a”

a’

do

eo

f

e

c

a

ma

d

Alternanza di peliti e calcareniti

torbiditiche (flysch)

Calcari marnosi e marne rosso

mattone (Scaglia Rossa)

Calcari grigi e rosati, a frattura

irregolare e selce biancastra

Calcari grigio chiari, a fratture

irregolare e selce rossa

Calcari e calcari marnosi rossi

Calcari grigi e verdastri con

sottili intrstrati marnoso

calcarei

Conglomerato calcareo

Calcari marnosi rossastri ,

talora nodulari, con

intercalate marne rosso-

violacee e verdastre

Rosso Ammonitico

Calcari leggermente marnosi

grigi e grigio nocciola chiaro a

frattura irregolare ed

eccezionalmente concoide

Calcari marnosi grigio scuro o

nocciola, a grana molto fine, ma

talora siltosi o d’aspetto arenaceo,

compatti e a frattura irregolare

Calcari oolitici grigi o grigio

nocciola, stratificazione indistinta o

in grossi banchi, talora gradati con

brecce basali in matrice oolitica

15

Fig. 7. Carta geologica delle porzione NW del deposito della frana del Vajont.

16

Descrizione degli affioramenti per settori

L’area rilevata del deposito è stata suddivisa in tre settori. Essi corrispondono a: 1, Colle

Isolato; 2, fascia frontale dei depositi; 3, dossi a S della strada provinciale costituiti da

depositi superficiali di frana (si veda carta geologica, figura 7).

Calcari (biomicriti intraclastiche; MARTINIS, 1979) grigi e rosati, (“f” in

accordo con SEMENZA, 1963):

calcari grigi e rosati a frattura irregolare con interstrati marnosi e selce in prevalenza

biancastra.

Questa litologia affiora nel settore 1, Colle Isolato. Il campione è stato prelevato a quota

775 m lungo la strada che separa il dosso (Colle Isolato, quota 803,5 m) dal fianco

destro della valle (palestra di roccia). Sopra affiora la Scaglia Rossa, sotto affiorano i

calcari grigi e rosati del Socchèr (lit.“f”). Essa non è stata coinvolta nella frana. La

stratificazione comprende livelli dai 5 ai 50 cm e raggiunge uno spessore di circa 25 m.

Immerge di 30° verso E. (Figura 8).

Fig.8. Calcari grigi e rosati (“f”) e

Scaglia Rossa. Settore 1 Colle Isolato.

A, affioramento (palestra di roccia). Linea

tratteggiata il limite; linea continua

stratificazione. B, campione calcare grigio

e rosato (“f”).

A

B

Scaglia Rossa

CASSO

Calcari grigi e rosati

LIMITE

Immersione

30° E

17

Calcari (biomicriti intraclastiche) grigio chiari (“e”):

calcari grigio-chiari, talora verdastri, a frattura irregolare, con selce in prevalenza rossa

e sottili interstrati marnoso calcarei. È la litologia stratigraficamente più elevata che è

stata coinvolta nello scivolamento nell’area rilevata.

Il campione descritto (figura 9) è stato prelevato nel settore 2 (fascia frontale), a quota

825 m circa nella parte apicale del fronte di frana lungo il fianco sinistro della strada che

porta alla località la Pineda, subito dopo aver superato il grande piazzale sulla destra.

Un altro campione è stato prelevato nel settore 1 lungo la strada descritta nella litologia

precedente, questa volta però nel fianco sinistro lasciando il Bar alle nostre spalle.

Il limite tra questa litologia e quella sottostante dei calcari e calcari marnosi rossi (“d”) è

graduale. Tale contatto è ben visibile nel settore 2 (zona prelievo campione). I calcari

grigio chiari sono presenti in molte zone del rilevamento, quali la porzione centro-sud

(settore 3, depositi superficiali) dove affiora con discontinuità perché coperto da

depositi dell’onda, depositi morenici e vegetazione, ed anche nei pressi del Colle Isolato

(settore 1). Qui si presenta come un grosso bancone di una decina di metri in posizione

sub-verticale immergente a Sud (zona prelievo campione).

Fig. 9. Calcari grigio chiaro (“e”). A,

campione (settore 1, Colle Isolato). B,

affioramento del punto di prelievo.

Questa litologia ha subito, nei pressi del Colle Isolato una verticalizzazione e uno

spostamento verso l’alto. Nonostante ciò si presenta molto compatta in tutti gli

affioramenti. Ha una stratificazione nodulare in strati che vanno da 5-10 cm ad oltre un

A

B

STRATIFICAZIO NE

5-10 CM

IMMERSIONE

SUB-VERTICALE

18

metro, si veda figura soprastante. I Calcari grigio chiari (“e”) sono osservabili in tutti i

settori della carta geologica.

- Calcari e calcari marnosi rossi (“d”):

Calcari e calcari marnosi rossi, a frattura irregolare, con interstrati marnoso calcarei ed

una intercalazione di calcare grigio selcifero, passante talora a conglomerato. Questo

termine è ben visibile sul terreno per il suo colore rosso. Esso è completo nel fronte di

frana (settore 2, fascia frontale) e si notano due bande rosse continue di cui è più potente

in genere l’inferiore, separate da una fascia grigia costituita dal bancone di calcare. È

situata al di sotto della litologia precedentemente descritta.

I campioni prelevati, anche se appartenenti alla stessa unità, presentano caratteristiche

composizionali diverse. Ad esempio, il campione prelevato nel settore 1 (figura 10,

Colle Isolato) in cima al dosso di quota 803,5 m è più marnoso rispetto ad altri

affioramenti nel settore 3 (deposito superficiale).

Fig. 10. Calcari e calcari marnosi rossi (“d”). A, livelli marnosi. Affioramento nel

settore 2 (fascia frontale). B, campione calcare e calcare marnoso rosso (“d”). (Settore

1, Colle isolato).

Questa unità è la più caratteristica dell’area rilevata proprio per il suo colore rosso. Si

presenta compatta in alcuni affioramenti, in altri invece è costituita da una fitta

stratificazione con intercalazione di sottili livelli marnosi rossi aumentano fortemente

l’incoerenza delle roccia, come nella fascia frontale del deposito. È presente in tutti i

settori.

A

LIVELLI MARNOSI

A

B

19

Calcari grigi e verdastri (“c”):

calcari grigi e verdi, a frattura irregolare, talora selciferi, con sottili interstrati marnoso

calcarei. La seguente litologia affiora in buona parte del rilevamento, è ben visibile in

quanto si nota la presenza di livelli marnosi verdastri dai 2 ai 5 cm sopra ttutto in

prossimità del Colle Isolato (la cima del colle a quota 803,5). La stessa formazione si

può confondere con i calcari grigio-chiari (“e”) per la scomparsa d i tali livelli. Questo

porta ad una somiglianza e ad un aumento della coesione all’interno degli strati, con la

conseguente scomparsa dei frequenti scivolamenti intraformazionali. Essa è osservabile

nella porzione a SSW dell’area rilevata, settore 3 (depositi superficiali). Il campione

(figura 11) è stato prelevato nel settore 1 (Colle Isolato) alla base del dosso di quota

803,5 m, lungo la strada che lo circoscrive.

Fig. 11. Calcari grigi e verdastri

(“c”). Settore 1, Colle Isolato.

A, campione. B, affioramento in cima

al dosso di quota 803,5 m.

In mancanza dei livelli marnosi, è possibile distinguerla rispetto ai calcari grigio chiari

(“e”) perché costituita da una granulometria più fine. Talvolta si può notare la presenza

di piccole fratture concoidi. È visibile sia compatta che fortemente fratturata come nel

settore 2 (fascia frontale, figura 12), quasi da assomigliare ad un deposito grossolano.

A

B

LIVELLO MARNOSO

20

Fig. 12. Affioramenti nel settore 2 (fascia frontale). A, affioramento dei calcari grigi e

verdastri (“c”). B, limite tra i calcari e calc. marnosi rossi (“d”, sopra) e i calcari grigi

e verdastri (“c”, sotto). Entrambi gli affioramenti mostrano la forte fatturazione della

roccia.

Calcari marnosi rossastri (“ a II ”):

calcari marnosi rossastri, talora nodulari, a frattura irregolare, con intercalate marne e

marne calcaree rosso-violacee e verdastre. Questa litologia affiora al di sotto dei Calcari

grigi e verdastri (“c”) visibili nel parcheggio a sinistra situato di fronte al Colle Isolato,

lungo la strada che venendo da Erto va in direzione Longarone. Lungo la stradina che

scende, alla fine del parcheggio, alla destra della formazione affiorante, si è rilevato il

limite tra le due formazioni. Settore 1 (Colle Isolato).

F

Fig. 13. Campione dei calcari marnosi rossastri

(“aII”).

CALCARI GRIGI E VERDASTRI (“c”)

CALCARI E CALC.

MARNOSI ROSSI (“d”)

LIMITE

A B

21

2.2.3 DESCRIZIONE DEI DEPOSITI (DELL’ONDA E MORENICI)

Fascia frontale di detriti:

davanti al fronte del corpo di frana, strette fra questo e il versante destro della valle, si

trovano grandi masse di detrito dovute alcune al crollo di parti superficiali del fronte ed

altre ad antiche masse di frana cadute prima dell’evento del 9 ottobre 1963 nel fondo

della valle e da essa sospinte in alto dalla massa dell’ultima grande frana. Questi detriti,

sia per le dimensioni, sia perché conservano tutt’ora frammenti nei quali è rimasto

l’assetto stratigrafico, si riconoscono molto bene dai depositi detritici quaternari

preesistenti, dagli ammassi detritici lasciati dall’onda conseguente la frana, dai depositi

successivi dovuti alla nuova idrografia, che si è impostata sulla morfologia di frana.

Sul corpo di frana si trovano una grande quantità di detriti di origine varia che sono stati

classificati (nella carta geologica) come segue:

Deposito morenico.

Questo deposito preesistenti alla frana fanno parte prevalentemente i detriti di falda

cementati ed i materiali morenici, in quanto, come detto in precedenza, la Valle del

Vajont corrisponde ad un’ampia doccia glaciale. Sono variamente distribuiti su tutto il

corpo di frana e caratterizzati in gran parte da detrito grossolano ad elementi arrotondati.

Nel corso del rilevamento è stata eseguita una descrizione a livello macroscopico del

deposito nei settori 1 e 3. Settore 1: questo deposito si trova vicino al Colle isolato e

confrontando le carte geologiche di BESIO e SEMENZA (1963) si nota che il deposito

morenico era già presente prima della grande frana. Si presenta compatto, matrice-

sostenuto costituita da sabbie (in prevalenza), limo ed argilla. Presenza di ciottoli

eterogenei appartenenti a litologie autoctone ed alloctone non presenti in zona di frana e

quindi trasportate dal ghiacciaio proveniente da Est. È eterometrico, con detriti di

dimensione da sub millimetrica fino ad arrivare ad una media intorno ai 10 cm. Sono

anche presenti blocchi di dimensione maggiore (20-50 cm circa).

Settore 3: come nel settore 1, il deposito si presenta matrice sostenuto, meno compatto

del precedente perché rimaneggiato dal movimento di frana e dall’onda. La matrice è

composta in prevalenza da sabbie, limo ed argilla. Presenza di ciottoli appartenenti a

litologie autoctone ed alloctone. Il deposito è incoerente e meno compatto del

precedente. Le dimensioni sono nell’ordine da sub millimetriche fino ad arrivare ad un

22

diametro di 10 cm circa. Anche qui, come in precedenza, si notano la presenza di

ciottoli, ghiaie e sabbie con angoli smussati.

Depositi trasportati dall’onda.

L’onda conseguente la caduta della frana nel lago artificiale, dopo aver sbattuto sul lato

destro della valle, si è rovesciata sulla frana stessa arrivando fin sotto le masse

disarticolate che appoggiano sulla nicchia di distacco e che rimangono in posizio ne più

alta, rispetto agli altri materiali franati. Riversandosi sul corpo di frana ha esercitato

un’intensa azione di dilavamento sui materiali incoerenti franati asportandoli dalle

superfici più esposte ed incanalandoli in vie di discarico in parte costituite dalle

depressioni create dalla frana stessa. Si sono così formati accumuli di materiali detritici

costituiti da sabbia, limo, argilla e ciottolame vario. Tutti questi materiali sono stati

distribuiti con più abbondanza lungo tutto il bordo antistante il fronte di frana e nelle

maggiori depressioni quali il vecchio solco vallivo del Massalezza e il laghetto

omonimo che si era venuto a formare nella parte centrale della zona franata. I depositi

trasportati dall’onda sono riconoscibili perché non hanno subito cementazione, né

assestamenti, né rimaneggiamenti; la forma degli accumuli di questi materiali consente

di ricostruire l’andamento dell’onda.

Descrizione macroscopica del deposito nel settore 3 : etero metrico, la matrice è

composta da sabbie, limo ed argilla. Rispetto ai depositi morenici è presente una

maggior componente grossolana, in prevalenza sabbie. Presenza di ciottoli di litologie

autoctone, rara presenza di litotipi alloctoni (probabilmente dovuti ad un

rimaneggiamento del deposito morenico). Le dimensioni dei clasti vanno da

millimetriche fino ad arrivare, ad una media in prevalenza di 5 cm di diametro. Si nota,

inoltre, clasti di dimensioni maggiore (10-20 cm) presenti in tutti i depositi dell’onda.

Le differenze che si notano sono una maggiore percentuale di sedimento grossolano

(sabbie) e detriti con angoli spigolosi dovuti alla fratturazione delle litologie coinvolte

nel movimento.

C’è da aggiungere che l’energia cinetica della massa d’acqua spostata era di notevole

intensità e quindi in grado di spostare interi ammassi di dimesione anche metrica. Il

deposito descritto in precedenza si riferisce solamente ad una piccola parte coinvolta nel

flusso.

23

2.3 ANALISI STRUTTURALE

L’assetto strutturale delle Valli è stato da me descritto in precedenza facendo

riferimento alle carte geologiche di BESIO e SEMENZA (1963), per giunta rimando le

spiegazioni alla precedente trattazione.

Lo studio fatto nel corso del rilevamento verte sulla raccolta di misure riguardanti le

litologie dei calcari grigio chiari (“e”),dei calcari e calcari marnosi rossi (“d”), dei

calcari grigi e verdastri (“c”) (praticamente la porzione superficiale della successione

stratigrafica coinvolta nella frana) e del Colle Isolato. Tali misure coinvolgono

l’assetto stratigrafico e i giunti di stratificazione di porzioni plurimetriche fino ad

ettometriche della frana. Al fine di capire l’andamento delle litologie descritte, i dati e le

misure prese in campagna sono state rappresentate su proiezioni stereografiche

sull’emisfero inferiore (Schmidt) utilizzando il programma Stereonet. La

rappresentazione è basata sulla selezione in singolo di ogni litologia. La situazione del

Colle Isolato invece, è stata valutata tenendo conto di tutte le unità litologiche presenti

per evidenziarne lo spostamento che ha subito in seguito alla frana. È doveroso, a questo

punto, riportare una breve descrizione riguardante la dinamica della grande frana del 9

ottobre 1963.

La dinamica e il comportamento meccanico della frana hanno consentito la

preservazione della successione stratigrafica (almeno nella porzione superficiale). Lo

spostamento è avvenuto in grandi porzioni del versante del M. Toc, consentendo ai vari

punti del versante di mantenere pressoché inalterata la loro posizione reciproca durante

tutto il movimento. Inoltre, studi fatti hanno dimostrato che l’acqua ha giocato un

doppio effetto nei meccanismi di innesco dello scivolamento; riducendo la resistenza al

taglio attraverso l’innalzamento della pressione dei pori (spinta idrostatica) e, in alcuni

casi, accelerando lo scivolamento dello strato con coesione minore. In termini di

sviluppo di calore da frizione, l’energia meccanica si è dissipata come energia termica

all’interno della zona di slip ed ha sviluppato una vaporizzazione dell’acqua contenuta

nei pori creando una sorta di cuscino (VOIGHT & FAUST, 1982). Una riformulazione

di questi studi (VARDOULAKIS, 2002) mostrano una serie di equazioni che governano

il movimento, la pressione dell’acqua nelle porosità, la temperatura e i vari campi di

velocità all’interno della zona di shear.

24

Il fronte di frana è risalito sul versante opposto fino a quote che superano oltre 100 m

quelle di partenza, mentre la metà inferiore non ha risalito il versante ma è rimasta in

posizione più arretrata. Questo fatto è spiegabile dato il comportamento pseudo-plastico

della massa disarticolata e ammettendo la possibile presenza di superfici di scorrimento

alla base del fronte di frana (GENEVOIS e GHIROTTI, 2005). Se fosse rimasto un

unico blocco solidale, con tutta probabilità si sarebbe arrestato contro il versante destro

della Valle (figura 14).

Fig. 14. Ricostruzione del meccanismo di frana in corrispondenza della sezione 1 della

carta geologica. A, situazione iniziale. Sul versante destro della Valle sono presenti

materiali di frane anteriori (Colle Isolato). B, C e D, il materiale delle figure anteriori

viene sospinto in alto (SELLI e TREVISAN, 1964).

La morfologia superficiale del corpo di frana rispecchia esattamente quella precedente,

conservando ancora l’andamento sinuoso e i particolari morfologici della parete che

costituiva il fianco sinistro del preesistente lago artificiale (SELLI e TREVISAN, 1964).

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2.3.1 PROIEZIONI STEREOGRAFICHE

In seguito riporto gli andamenti degli strati nei settori 1, 2 e 3 del deposito di frana.

Nell’ordine presento le proiezioni stereografiche e i diagrammi a rosa relative a porzioni

rocciose con diverse litologie nel deposito di frana.

Rappresentazione delle litologie:

Unità dei calcari grigio chiari (“e”):

Fig. 15. A sinistra, proiezione stereografica di tutte le giaciture dei calcari grigio chiari

(“e”); a destra, area rilevata e giaciture nei settori 2 e 3.

Viola: deposito morenico; giallo: deposito dell’onda; verde chiaro:litologia “e”; rosso:

litologia “d”; verde: litologia “c”.

Lo stereogramma è basato sulle giaciture prese nei calcari grigio chiari (“e”), dei settori

2 e 3, rispettivamente nella fascia frontale e nei depositi superficiali.

L’immersione è a basso angolo, intorno ai 20° nelle direzioni prevalenti NNE, SE e SW.

(Figura 15 e 17).

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