geo1 relazione geologica - lago maggiore relazione geologica(1).pdf · 2001, n. 45-6656 del 15...

INDICE

1. PREMESSA .................................................................................................................................. 1 2. RICERCA STORICA SU PASSATI EVENTI DI DISSESTO ......................................................... 5 3. CARTA GEOLOGICO-STRUTTURALE ....................................................................................... 6

3.1. CARATTERISTICHE GEOLOGICO-STRUTTURALI DEL TERRITORIO .............................. 6 3.2. SUBSTRATO ROCCIOSO ..................................................................................................... 7

3.2.1. SCISTI DEI LAGHI ........................................................................................................... 7 3.2.2. GRANITI DEI LAGHI ........................................................................................................ 8

3.3. DEPOSITI SUPERFICIALI ..................................................................................................... 8 3.3.1. DEPOSITI GLACIALI........................................................................................................ 8 3.3.2. DEPOSITI FLUVIOGLACIALI E GLACIOLACUSTRI ....................................................... 9 3.3.3. DEPOSITI DI VERSANTE ................................................................................................ 9 3.3.4. DEPOSITI ALLUVIONALI TORRENTIZI ........................................................................ 10 3.3.5. DEPOSITI DI ORIGINE ANTROPICA ............................................................................ 10 3.3.6. COLTRI INDIFFERENZIATE DI ALTERAZIONE ........................................................... 10 3.3.7. COLTRE ELUVIO-COLLUVIALE ................................................................................... 11

3.4. CARATTERISTICHE GEOMECCANICHE DELLE ROCCE E GEOTECNICHE DEI TERRENI ............................................................................................................................... 11

4.CARTA GEOMORFOLOGICA E DEI DISSESTI ......................................................................... 13 4.1. DESCRIZIONE DELLA SITUAZIONE GEOMORFOLOGICA REGIONALE ........................ 13 4.2. FORME DI ORIGINE GLACIALE ......................................................................................... 14 4.3. FORME DI ORIGINE GRAVITATIVA ................................................................................... 15 4.4. FORME DI ORIGINE TORRENTIZIA ................................................................................... 16 4.5. ELEMENTI ANTROPICI ....................................................................................................... 18

5. CARTA IDROLOGICA ................................................................................................................ 18 5.1. DESCRIZIONE DEI PATTERN IDROGRAFICI .................................................................... 18 5.2. ELEMENTI IDROGEOLOGICI ............................................................................................. 19

5.2.1. VALUTAZIONI DI BILANCIO IDROGEOLOGICO .......................................................... 19 5.2.2. ELEMENTI IDROGEOLOGICI DELLE AREE DI CONOIDE .......................................... 19 5.2.3. ELEMENTI IDROGEOLOGICI DELLE AREE DI VERSANTE ....................................... 20

6. IDROLOGIA ................................................................................................................................ 21 6.1. PARAMETRI MORFOMETRICI ............................................................................................ 21 6.2. ANALISI IDROLOGICA: AFFLUSSI - DEFLUSSI ................................................................ 22

6.2.1. CALCOLO DELLE PORTATE DI MASSIMA PIENA ...................................................... 23 6.3. CARATTERISTICHE IDRAULICHE DEL LAGO MAGGIORE .............................................. 26

7. METODOLOGIA DI ANALISI DELLA PERICOLOSITÀ SULLE CONOIDI ALLUVIONALI E NELLE AREE INTERESSATE DA DINAMICA TORRENTIZIA ...................................................... 30

7.1. DEFINIZIONE DI PERICOLOSITÀ ....................................................................................... 30 7.2. METODI DI ANALISI: CARATTERISTICHE E LIMITI .......................................................... 31 7.3. RACCOLTA DATI DI EVENTI STORICI DI DISSESTO TORRENTIZIO .............................. 32 7.4. DETERMINAZIONE DEL MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO ................................. 33 7.5. METODI PER LA DETERMINAZIONE DELLA MAGNITUDO PER EVENTI ECCEZIONALI

............................................................................................................................................... 35 7.5.1. CONSIDERAZIONI SUI RISULTATI OTTENUTI DAI VARI MODELLI .......................... 37

7.6. TORRENTE RODDO ............................................................................................................ 39 7.6.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE

..................................................................................................................................... 39 7.6.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................... 39 7.6.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE ............... 40

7.6.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ............................................................................. 40

7.6.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO E IN CONOIDE ................. 41 7.6.3.3. OPERE DI DIFESA E REGIMAZIONE .................................................................... 41 7.6.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE .............................................. 42

7.7. RIO SELVALUNGA (O RIO MOLINO) .................................................................................. 42 7.7.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE


7.7.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ............................................................................. 43 7.7.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO E IN CONOIDE ................. 43 7.7.3.3. OPERE DI DIFESA E REGIMAZIONE .................................................................... 44 7.7.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE .............................................. 44

7.8. RIO RAMPOLINO (O FOSSO DEL BUCO MARCIO) .......................................................... 45 7.8.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE


7.8.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ............................................................................. 46 7.8.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE ................. 46 7.8.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA ................................................................ 47 7.8.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE .............................................. 47

7.9. TORRENTE CRÈE ............................................................................................................... 48 7.9.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE


7.9.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ............................................................................. 49 7.9.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE ................. 49 7.9.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA ................................................................ 50 7.9.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE .............................................. 50

7.10. TORRENTE FIUMETTA ..................................................................................................... 52 7.10.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN

CONOIDE ..................................................................................................................... 52 7.10.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................. 52 7.10.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE ............. 52

7.10.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ........................................................................... 52 7.10.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE ............... 53 7.10.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA .............................................................. 53 7.10.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE ............................................ 53

7.11. RIO BERTA ........................................................................................................................ 54 7.11.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO ................... 54 7.11.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................. 54 7.11.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA AREA DI DEPOSIZIONE

TERMINALE ................................................................................................................. 54 7.11.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI ........................................................................... 54 7.11.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO ......................................... 55 7.11.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA .............................................................. 55 7.11.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ .................................................................. 55

8. ANALISI DELLA PERICOLOSITÀ PER FENOMENI DI DINAMICA GRAVITATIVA .................. 56 8.1. RACCOLTA DATI DI EVENTI STORICI DI DISSESTO GRAVITATIVO .............................. 56 8.2. ELEMENTI FORNITI DAL QUADRO IFFI ............................................................................ 56

8.3. DISSESTI DI ORIGINE GRAVITATIVA ................................................................................ 57 9. DISSESTI DI ORIGINE TORRENTIZIA ...................................................................................... 64 10. CARTA DI SINTESI DELLA PERICOLOSITÀ GEOMORFOLOGICA E DELL’IDONEITÀ ALL’UTILIZZAZIONE URBANISTICA ............................................................................................. 65

10.1 GENERALITA’ ..................................................................................................................... 65 10.2CARICO ANTROPICO, PERICOLOSITA’, ARTICOLAZIONE DELLE CLASSI IIIB ............ 65 10.3 CONVERSIONE FRA CLASSI DI PERICOLOSITA' GEOMORFOLOGICA E DI IDONEITA'

ALL'UTILIZZAZIONE URBANISTICA AI SENSI DALLA CIRC. PGR N.7LAP E AREE IN DISSESTO DEL PAI - ATLANTE DEI RISCHI IDRAULICI E IDROGEOLOGICI .................. 68

10.4 CLASSIFICAZIONE DI PERICOLOSITA’ GEOMORFOLOGICA ADOTTATA .................... 70 10.5 NORME DI ATTUAZIONE DI TIPO GEOLOGICO .............................................................. 72

11. CONFRONTO CON GLI STRUMENTI URBANISTICI DEI COMUNI CONTERMINI ............... 72 12. CONFRONTO TRA I RISULTATI DELLE VERIFICHE DI COMPATIBILITÀ IDRAULICA ED IDROGEOLOGICA E L’ATLANTE DEI RISCHI PAI ....................................................................... 75

Allegati: - Aree in dissesto individuate dall’Atlante dei Rischi PAI - Estratto quadro IFFI - Schede sugli effetti e sui danni indotti da fenomeni di instabilità naturale (archivio

Newgeo) - Schede Sicod - Schede conoidi - Schede frane - Stralci degli studi idraulici eseguiti - Estratti delle carte di sintesi dei comuni contermini - Cronoprogramma degli interventi - Norme Tecniche di Attuazione - Elenco dei corsi d’acqua iscritti all’elenco delle acque pubbliche

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1. PREMESSA Il Comune di Stresa è dotato di un Piano Regolatore Generale Comunale approvato dalla Regione Piemonte con D.G.R. n. 89/32803 del 07/03/94. Gli elaborati di progetto, adottati in via preliminare con D.C. n. 10 del 13/03/87 e in via definitiva con D.C. n. 115 del 21/07/89, comprendevano anche allegati tecnici redatti a seguito di indagini geologico-geomorfologiche condotte ai sensi dell’Art.14, punto 2, a) della L.R. n. 56/77. Le indagini geologiche erano state eseguite in tutto il territorio comunale e avevano individuato le aree a diversa vocazione edificatoria; il Piano Regolatore aveva pertanto individuato gli azzonamenti compatibili con tali indicazioni. A seguito osservazioni e rilievi della Regione Piemonte, il Piano Regolatore veniva successivamente dotato anche di Relazione geologico-tecnica relativa alle aree di nuovo insediamento approvata con D.C. n. 14 del 10.04.93, nonché di definizione delle aree di salvaguardia delle risorse idriche ai sensi del D.P.R. n. 236/88. In data 08.05.96 la Regione Piemonte emetteva la Circ. P.G.R. n. 7/LAP che definiva gli standard di lavoro per la stesura delle indagini geologiche a corredo dei Piani Regolatori Comunali; ovviamente gli allegati tecnici a corredo del PRGC di Stresa non erano coerenti con tali successive disposizioni. In data 24/05/2001 con Decreto del Presidente del Consiglio dei Ministri veniva approvato il Piano Stralcio per l’Assetto Idrogeologico (PAI) adottato dal Comitato Istituzionale dell’Autorità di Bacino del Fiume Po con deliberazione n. 18 datata 26/04/2001. In relazione alle disposizioni del PAI il territorio comunale di Stresa non risultava compreso in aree soggette a fasce fluviali, ma, nell’Atlante dei rischi idraulici e idrogeologici, venivano evidenziate alcune aree interessate da dissesto idraulico e idrogeologico, così definite (Fig. 1 e 2): Conoide terminale del T. Roddo e Rio Rampolino (o Fosso del Buco Marcio) Aree di conoide attivo non protetto (Ca) soggette a fenomeni di trasporto di massa. Versante est del M.te Croce della Tola Area di frana attiva (Fa). Altre due situazioni di carattere lineare e puntuale erano riportate nel territorio comunale come segue: Alveo del T. Fiumetta Area con pericolosità molto elevata o elevata non perimetrata. Località lungo lago: Area di frana attiva non perimetrata. In tali aree le Norme di attuazione del PAI, all’Art.9, indicavano analiticamente, per ciascun tipo di area, le limitazioni alle attività di trasformazione e di uso del suolo derivanti dalle specifiche condizioni di dissesto idraulico.

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In relazione alla necessità di eseguire approfondimenti idraulici ed idrogeologici su tali aree, nonché di aggiornare l’intero Piano Regolatore anche con indagini geologiche redatte ai sensi della Circ. P.R.G. 7 Lap e della N.T.E. su tutto il territorio, il Comune di Stresa incaricava il sottoscritto Dr. Geol. Italo Isoli di tale revisione. Ai fini di una più omogenea applicazione di tutte le disposizioni e le procedure sopra indicate la Regione Piemonte emetteva in data 15 luglio 2002 la D.G.R. n.45-6656 - indirizzi per l'attuazione del PAI nel Settore Urbanistico. Con tale D.G.R. si individuavano i criteri per la stesura delle indagini storiche e geomorfologiche e delle analisi idrauliche su corsi d'acqua, con relative legende per la stesura della Carta geomorfologica e del dissesto. Successivamente la Regione Piemonte nel prendere atto di nuove disposizioni del Comitato Territoriale dell’Autorità di Bacino, emetteva in data 18 marzo 2003 la D.G.R. n.1-8753, che prevedeva un nuovo percorso procedurale per addivenire all'espressione del parere regionale sul quadro del dissesto ai fini dell'aggiornamento del PAI alla scala comunale. In particolare e per quanto attiene alla situazione del Comune di Stresa, la nuova D.G.R. prevedeva che i Comuni potessero provvedere agli adempimenti di loro competenza anche in assenza del parere regionale preventivo e che i Comuni che avessero adottato e pubblicato entro il 30 settembre 2003, Piani Regolatori e loro varianti volti all'adeguamento del PAI, non avrebbero dovuto applicare le prescrizioni di cui all'Art. 9 delle N.T.A. del PAI, bensì le misure di salvaguardia delle prescrizioni urbanistiche ed edilizie adottate. Tenuto conto dei tempi strettissimi per l’ottemperare delle procedure di cui sopra, il Comune di Stresa, riteneva opportuno provvedere all'adozione di un progetto preliminare di adeguamento al PAI sulle sole aree individuate dall'Atlante dei Rischi in data settembre 2003, in seguito adottato come progetto definitivo. Tale variante è stata approvata nel febbraio 2008. Successivamente è stato completato sull’intero territorio comunale, lo studio geologico ai sensi della Circ. P.R.G. 7 Lap, della N.T.E. nonché delle D.G.R. n. 31-3749 del 06 agosto 2001, n. 45-6656 del 15 luglio 2002 e n. 1-8753 del 18 marzo 2003 seguite all’approvazione del PAI, studio che si configura quindi come verifica di compatibilità idraulica ed idrogeologica ai sensi dell’art. 18 comma 2 delle N.T.A. del PAI. I risultati dello studio geologico-geomorfologico nell’ambito delle verifiche di compatibilità idraulica ed idrogeologica ai sensi dell’art. 18 comma 2 delle N.T.A. del PAI a corredo sia della Variante di adeguamento al PAI per le aree inserite nell’Atlante dei Rischi, adottata nel settembre 2003 e recentemente approvata, hanno reso necessaria anche la realizzazione di un monitoraggio satellitare su un’area di circa 8,5 km2 che occupa il fianco orientale del M.te Croce della Tola comprendente anche gli abitati di Stresa, Someraro, Levo e Campino. La Regione Piemonte erogava un ulteriore contributo finalizzato alla realizzazione del monitoraggio al quale veniva corredata una Analisi geologica e geomorfologica dei risultati dell'elaborazione di dati SAR satellitari con la tecnica dei permanent scatterers a firma del sottoscritto da considerarsi supplemento di indagine nell’ambito delle verifiche di compatibilità idraulica ed idrogeologica ai sensi del PAI. Tutte le analisi eseguite sono state presentate ai Gruppi Interdisciplinari (che si sono riuniti in prima seduta in data 17/06/2005 e in seconda seduta il giorno 15 maggio 2009).

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Rispetto alle osservazioni di cui all’ultimo tavolo tecnico sono state recepite in larga misura le indicazioni espresse e, laddove è risultata necessaria un ulteriore precisazione sono state illustrate le relative considerazioni sottoforma di controdeduzioni. Nel frattempo è stata emanata la DGR n. 2-11830 del 28 luglio 2009 contenente due allegati (A e B) che sostituiscono rispettivamente gli allegati 1 e 2 della DGR n. 45-6656. L’allegato A “indirizzi procedurali per l’attuazione del PAI” al capitolo 4 individua due possibili procedure necessarie all’adeguamento degli strumenti urbanistici comunali al Piano Stralcio per l’Assetto Idrogeologico in rapporto alla nuova normativa urbanistica regionale. Al paragrafo 4.2 vengono individuate le facoltà del comune; il comune di Stresa, avendo già predisposto elaborati di analisi geologiche e idrogeologiche ritiene che la procedura di cui al punto b), possa rendere più celere l’intero percorso approvativo della lettera b) di tale paragrafo. Pertanto in occasione della prima conferenza di pianificazione in cui verrà esaminato il documento programmatico verrà comunicato che la Variante in oggetto risulterà anche una Variante di Adeguamento al PAI, e verranno messi a disposizione dei presenti alla conferenza gli elaborati di analisi geologiche e idrauliche, in particolare ai rappresentanti della DB14, all’ARPA e al servizio tecnico della Provincia a cui sono già stati preventivamente inviati ai sensi del paragrafo 4.4 della DGR 2-11830 del 28 luglio 2009. Quindi i risultati di tutte le analisi e le verifiche eseguite nonchè i recepimenti delle osservazioni dei Gruppi Interdisciplinari da presentare alla Conferenza di Copianificazione, risultano costituite dai seguenti elaborati: Geo A - Recepimenti e Controdeduzioni alle osservazioni tecniche del secondo tavolo

tecnico interdisciplinare Geo 1 - Relazione geologica; Geo 2a-b – Carta geologico-strutturale – scala 1:5.000; Geo 3a-b - Carta geomorfologica e del dissesto - scala 1:5.000; Geo 4 – Carta idrologica – scala 1:10.000; Geo 5 – Carta delle opere idrauliche censite – scala 1:10.000; Geo 6a-b – Carta dei corsi d’acqua ad alveo demaniale – scala 1:5.000; Geo 7 – Carta dell’acclività – scala 1:10.000; Geo 8a-b-c - Carta di sintesi della pericolosità geomorfologica e dell'idoneità

all'utilizzazione urbanistica dell’intero territorio comunale - scala 1:5.000; Geo 9a-b-c - Carta di sintesi della pericolosità geomorfologica e dell'idoneità

all'utilizzazione urbanistica dell’intero territorio comunale con sovrapposizione degli elementi di dissesto - scala 1:5.000;

Geo 10 a-b-c-d-e-f – Carta di sintesi della pericolosità geomorfologica e dell’idoneità all’utilizzazione urbanistica del territorio urbanizzato – scala 1:2.000

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Analisi geologica e geomorfologica dei risultati dell'elaborazione di dati SAR satellitari con la tecnica dei permanent scatterers Geo 1 bis - Relazione geologica interpretativa Geo 2bis - Carta geomorfologica con elementi morfostrutturali del versante est del M.te Croce della Tola – scala 1:5.000 Benché prevista dalla Circ. P.G.R. n. 7/Lap dell’8 maggio 1996, si è ritenuto di non realizzare la “Carta delle caratteristiche litotecniche dei terreni”; risulta infatti molto difficile e di scarso rigore porre dei limiti di carattere litotecnico sui depositi superficiali come quelli presenti sul territorio comunale di Stresa, sia per la loro natura eterogenea (depositi glaciali e glacio-fluvio-lacustre) ed eteropica (depositi di conoide alluvionale), sia per la scarsità di affioramenti o di spaccati che permettano una loro identificazione di maggior precisione. Di conseguenza si è ritenuto di inserire nella legenda della Carta geologico-strutturale, a scala 1:5.000 una caratterizzazione geotecnica e geomeccanica di massima dei terreni e delle rocce presenti. Le caratteristiche meteoclimatiche e geomorfologiche del territorio comunale di Stresa sono tali da escludere diffusi fenomeni valanghivi, anche se, ovviamente, in particolari condizioni di eccezionali precipitazioni nevose e sui versanti più acclivi alle massime quote del Mottarone, peraltro già considerati a rischio di scivolamenti superficiali delle coperture, non si possono escludere locali movimenti, che tuttavia non sono stati segnalati; pertanto non è stata redatta la Carta delle Valanghe. Ai sensi della Circ. P.G.R. n. 7 Lap e delle D.G.R. precedentemente citate successive all’approvazione del PAI, per la redazione dello studio geologico sono stati consultati precedenti lavori a carattere scientifico riguardanti l’areale di Stresa, in particolare: - AA.VV. (1999): Carte tectonique des Alpes de Suisse occidentale – Scala 1:100.000. - IFFI Inventario Fenomeni Franosi Italiani: cartografia on line. - Mortara e Sorzana (1987): Fenomeni di deformazione gravitativa profonda nell’arco

alpino occidentale italiano. Considerazioni lito-strutturali e morfologiche. - Boriani et al. (1988): Carta geologica dei Graniti dei laghi – Scala 1:25.000. - Boriani et al. (1988): Geological and petrological studies on the Ercynian plutonism of

Serie dei Laghi. Geological map of its occurence between Valsesia and L. Maggiore. - Tibaldi e Viviani (1999): Prima individuazione di deformazioni profonde di versante nella

Valle Agogna, Brovello Carpugnino (VB): loro geometria, età e dinamica. - Tibaldi et al. (2004): A giant deep-seated slope deformation in the Italian Alps studied

by paleoseismological and morphometric techniques. Sull’intero territorio comunale di Stresa è stato svolto un rilievo geologico e geomorfologico a scala 1:5.000 e, per quanto riguarda le zone maggiormente urbanizzate e di particolare importanza per la definizione della pericolosità, a scala 1:2.000. Il metodo di fotointerpretazione è stato utilizzato benché le recenti foto aeree disponibili in comune di Stresa, a causa della vasta copertura vegetale abbiano reso molto difficile un preciso riconoscimento degli elementi geomorfologici. Come richiesto nell’ambito della seconda riunione del Gruppo Interdisciplinare del 15-5-09, alla presente relazione vengono allegate le “Norme Tecniche di Attuazione” e il “Cronoprogramma degli interventi”.

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Anche alcuni capitoli della presente relazione sono stati rivisti e integrati sulla base delle osservazioni dei Gruppi Intredisciplinari. In particolare sono state approfondite le considerazioni eseguite e le metodologie utilizzate per la definizione della proposta di Norme Tecniche di Attuazione di tipo geologico. 2. RICERCA STORICA SU PASSATI EVENTI DI DISSESTO Circa l’aspetto della pericolosità e dei dissesti, ci si è avvalso di quanto riportato nella Banca Dati della Regione Piemonte, nell’archivio AVI e SCAI, oltre che naturalmente nell’Atlante dei Rischi del PAI. Per quanto riguarda gli eventi di dissesto storici che hanno interessato il comune di Stresa, è stato consultato l’archivio storico comunale e le seguenti fonti bibliografiche: - Bertani L. (1985): Cara vecchia Stresa. - Buschini G. (1983): Stresa. - Buschini G. (1989): Nel Vergante dal lago alla collina. - De Vit V. (1854): Notizie storiche di Stresa. - De Vit V. (1875-77): Il Lago Maggiore Vol. I e II. - Lazarini A. (1987): Stresa e il Verbano dei Borromeo Alla presente relazione vengono allegate le “Schede sugli effetti e sui danni indotti da fenomeni di instabilità naturale” prodotte dall’Arpa Piemonte – Centro Regionale per le Ricerche Territoriali e Geologiche; va rilevata la scarsa precisione delle notizie contenute nelle suddette schede per quanto riguarda i dissesti torrentizi (schede n. 290393, 290392, 290394 e 290348), dove risulta impossibile localizzare le aree oggetto di dissesto a causa della evidente imprecisione delle coordinate geografiche. Circa i dissesti di origine gravitativa, sempre ricavati dall’archivio Arpa-Newgeo, si veda il capitolo 8.1 della presente relazione. Praticamente inutilizzabili ai fini della localizzazione di dissesti passati anche le rare segnalazione presenti nell’archivio AVI. Quanto ricavabile dall’esame dell’archivio storico del Comune di Stresa e delle pubblicazioni citate, appare invece di buona utilità, anche se circoscritto solo ad eventi alluvionali a carattere torrentizio, e viene descritto e commentato al capitolo 7.3 della presente relazione.

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3. CARTA GEOLOGICO-STRUTTURALE 3.1. CARATTERISTICHE GEOLOGICO-STRUTTURALI DEL TERRITORIO L'area in esame mostra caratteristiche geologico-strutturali assai complesse. A solo titolo illustrativo si può osservare che, nell’areale corrispondente alle unità Scisti dei Laghi e Strona Ceneri, dagli ultimi studi, si è potuta accertare la presenza di almeno quattro fasi deformative, la più intensa delle quali, attribuibile all’orogenesi Ercinica, è responsabile della foliazione principale. I litotipi granitici non sono stati interessati da tali fasi deformative poiché messisi in posto in età successiva. Nella zona in esame non è stato eseguito uno studio particolare sulle deformazione duttili ma sono stati analizzati invece alcuni sistemi di faglie e fratture particolarmente significativi in quanto presentano fasce, più o meno ampie, di roccia cataclasata. Per rocce cataclasate o cataclasiti, si intendono rocce che hanno subito deformazioni fragili dovute a l’instaurarsi di discontinuità relativamente superficiali. Tali rocce sono caratterizzate da fitta fratturazione e formazione di evidenti patine d’alterazione dovute al calore di frizione provocato dal movimento della faglia stessa; quando la cataclasi è molto spinta tali rocce sfumano in rocce incoerenti. Il lineamento tettonico più importante nell'area in esame è rilevabile nel bacino del Rio Rampolino; si tratta di discontinuità tettoniche di età ercinica o post-ercinica, connesse alla messa in posto del batolite granitico del Mottarone. Si tratta di una discontinuità fragile il cui piano di faglia, peraltro difficilmente individuabile sul terreno, possiede direzione ENE-OSO; il lineamento, che coinvolge le alternanze micascisti - paragneiss degli Scisti dei Laghi, presenta andamento discontinuo e frammentato, configurandosi come un susseguirsi di fasce cataclastiche subparallele tra loro, alternate nella loro distribuzione a zone decisamente meno tettonizzate. Ciò è spiegabile col fatto che la faglia tende ad impostarsi o su zone di debolezza preesistenti o su litotipi meno resistenti come in questo caso, dove la discontinuità cerca di seguire i livelli di micascisti a scapito dei più competenti paragneiss, suddividendosi di conseguenza in tante piccole faglie ad andamento subparallelo. Lungo questa discontinuità le rocce sono fortemente cataclasate e profondamente alterate, con conseguenti caratteristiche geomeccaniche molto scadenti e quindi propensione al dissesto potenzialmente elevata. Le giaciture della foliazione principale presentano nel territorio esaminato valori di direzione abbastanza costanti nella porzione meridionale (0-10°) con inclinazione variabile tra 10° e 35°, sia verso E sia verso O. Nel tratto di versante compreso tra il R. Rampolino e il M.te Croce della Tola, si osserva una maggior dispersione delle giaciture soprattutto nei valori della direzione, variabili da N-S sino ad E-O, mentre abbastanza costante è l’inclinazione (tra 10° e 35°). Tale dispersione è da imputarsi a cause tettoniche (faglie presenti in corrispondenza del R. Rampolino) o morfostrutturali per quanto riguarda il M.te Croce della Tola. Le numerose morfostrutture osservabili all’altezza del M.te Croce della Tola vengono trattate nel capitolo riguardante la morfologia di versante.

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3.2. SUBSTRATO ROCCIOSO La zona in esame appartiene all'unità nota come "Serie dei Laghi", la quale è suddivisa a sua volta in due subunità, gli "Scisti dei Laghi" e la "Zona Strona-Ceneri", separate dalla Zona Marginale della Strona Ceneri costituita da anfiboliti e paragneiss anfibolitici; tutta l'unità è poi attraversata da corpi di ortogneiss di forma, estensione e composizione variabile. Le rocce costituenti la Serie dei Laghi sono state intruse in età permiana da batoliti granitici (Graniti dei Laghi), il più esteso dei quali occupa la porzione sommitale del M. Mottarone. Nell’area esaminata sono presenti gli “Scisti dei Laghi” e i “Graniti dei Laghi”. 3.2.1. SCISTI DEI LAGHI In genere gli Scisti dei Laghi sono dati da alternanze di paragneiss e micascisti, con sporadiche intercalazioni di filoni aplitici (talvolta anche metrici). Raramente sono presenti filoni pegmatitici e livelli anfibolitici spessi anche alcune decine di centimetri; all’affioramento gli Scisti dei Laghi mostrano alterazione di colore rossastro e si presentano come alternanze tra bancate decimetriche o pluridecimetriche più competenti a composizione paragneissica (plagioclasio, quarzo, biotite, muscovite, ± staurolite e cianite) e livelli di micascisti con maggiori percentuali di muscovite e biotite (nonché di granato) e di conseguenza più fittamente foliati; la grana può variare da minuta a media. Tali rocce sono caratterizzate dalla presenza di una chiara foliazione data dalla riorientazione in piani subparalleli delle miche. La direzione dei piani di foliazione è nel territorio esaminato mediamente variabile fra gli 0° e i 30°, con debole inclinazione (tra 10° e 35°) verso ENE oppure ONO. I livelli di micascisti presentano numerosi “occhi” quarzosi (denominati “rods”) di svariate dimensioni, bande millimetriche a composizione quarzosa o quarzoso-feldspatica in genere boudinati, discontinui, piegati, testimonianza di come la deformazione duttile si sia concentrata nelle porzioni micascistose dell’ammasso (strain partitioning), reologicamente meno resistenti; le porzioni paragneissiche viceversa si prestano meno alla deformazione a causa della composizione mineralogica data da minerali quarzoso feldspatici più resistenti alle deformazioni rispetto alle miche; di conseguenza sono riconoscibili livelli leucocrati geometricamente più continui, con assenza di strutture quali rods o cerniere di pieghe sradicate. Evidenze di retrocessione metamorfica in facies scisti verdi sono sporadicamente riconoscibili negli affioramenti esaminati; esse sono caratterizzate dalla presenza di clorite, e in quantità minore da albite ed epidoto che sostituiscono biotite, granato e plagioclasio stabili in facies anfibolitica. La presenza di discontinuità tettoniche minori induce negli Scisti dei Laghi la formazione di fasce cataclastiche e di cataclasiti. Per cataclasiti si intendono rocce che hanno subito deformazioni fragili a bassa temperatura causate dal calore di frizione sviluppato durante il movimento di una faglia; sono caratterizzate da fittissima fratturazione e diffusa presenza di patine nerastre di alterazione costituite da minerali di bassa temperatura la cui genesi è connessa alla presenza di acqua a temperatura di circa 200° lungo la superficie di movimento durante la fase cinematica della faglia stessa; quando la cataclasi è molto spinta tali rocce sfumano in rocce incoerenti.

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Aureola di contatto Gli Scisti dei Laghi presenti a contatto con i plutoni granitici e del M. Mottarone, sono stati in parte trasformati dal metamorfismo di contatto indotto dal calore del magma in raffreddamento, che ha prodotto una completa ricristallizzazione statica. Si osservano pertanto biotite, andalusite, cordierite, spinello, corindone e muscovite di nuova formazione. Sono inoltre presenti numerosi filoni quarziferi intrusi negli Scisti dei Laghi incassanti, che si presentano arricchiti in pirite, calcopirite e in misura minore arsenopirite. 3.2.2. GRANITI DEI LAGHI I graniti costituiscono la parte di territorio comunale corrispondente alla cima del M. Mottarone. Si tratta di rocce magmatiche plutoniche caratterizzati da grana passante da fine a grossolana, con porzioni pseudo-porfiriche e tessitura ipidiomorfa; il colore varia attraverso numerose facies di transizione da bianco a rosa intenso. Tali rocce sono costituite da quarzo, plagioclasio, K-feldspato e biotite. A differenza delle rocce incassanti i graniti non presentano scistosità o foliazione ma superfici discontinue dovute alla disposizione subplanare di alcuni minerali durante i processi di cristallizzazione frazionata del magma. La minor erodibilità di questi litotipi fa si che essi diano pareti aspre e ripidi dirupi come osservabile soprattutto lungo il versante occidentale del M. Mottarone. Sulla cima del M. Mottarone è presente un piccolo corpo di granodiorite ricca in biotite caratterizzata dalla presenza di xenoliti foliati distribuiti eterogeneamente. 3.3. DEPOSITI SUPERFICIALI 3.3.1. DEPOSITI GLACIALI Gli spessori di tali depositi sono molto variabili, da un minimo di 2 m ad un massimo di circa 10 m. Si tratta dei depositi prodotti dall'azione di erosione, trasporto e deposito dei ghiacciai quaternari. I depositi sono costituiti da diamicton addensati a supporto di matrice limoso-sabbiosa alterata, con abbondanti clasti eterometrici, poligenici a scarso arrotondamento per lo più alterati o molto alterati sino ad essere ridotti in sabbia (probabili till di ablazione) e da diamicton da addensati a scarsamente addensati a supporto di matrice sabbiosa fine o sabbioso-limosa o a supporto di clasti poligenici ed eterometrici con percentuale dei clasti alterati e grado di alterazione inferiore (probabili till di ablazione). Il grado di alterazione è variabile a seconda dell’età dei depositi; i sedimenti più antichi si presentano infatti maggiormente alterati sia nei clasti sia nella matrice rispetto a quelli messisi in posto durante l’ultima fase di espansione glaciale. Nei sedimenti di origine glaciale possono essere presenti livelli lentiformi di spessore ed estensione molto variabili costituiti da limi o limi sabbiosi. All’altezza dei diffusi terrazzi localizzati in corrispondenza delle frazioni Binda, Passera e Magognino, è usuale riconoscere depositi glaciali grossolani appoggiati su livelli di una certa continuità di limi e limi sabbiosi molto addensati; tale situazione è spesso segnalata dalla presenza di numerose venute d’acqua sotterranea per soglia di permeabilità (areale di Binda).

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Trovanti granitici sono particolarmente diffusi nella fascia a quota minore di 800 m s.l.m. a nord e ad ovest del M.te Croce della Tola. 3.3.2. DEPOSITI FLUVIOGLACIALI E GLACIOLACUSTRI Sono sedimenti originati durante le varie fasi di ritiro delle lingue glaciali dall’azione di trasporto e deposito dei torrenti proglaciali presenti alla fronte dei ghiacciai stessi. Sono costituiti da ghiaie ciottolose a selezione discreta, talora stratificati con clasti poligenici subarrotondati, con matrice sabbiosa o sabbioso-limosa talvolta presente. Nell’area cosiddetta delle torbiere e nei pressi del M.te Croce della Tola si osservano depositi a grana fine (limi, limi sabbiosi con lenti torbose) sedimentati in ambiente lacustre: tali bacini possono essersi originati in ambito proglaciale ma anche in fasi tardo glaciali. In generale va detto che il rilevamento svolto sulle forme d’accumulo d’origine glaciali non ha preso in considerazione l’individuazione di eventuali superfici di discontinuità stratigrafiche e quindi il riconoscimento dei rapporti stratigrafici tra i vari lembi separati dalle suddette discontinuità. Inoltre non è stata considerata la suddivisione dei depositi quaternari in unità secondo i moderni criteri stratigrafici (allostratigrafia, UBSU). Ci si è quindi limitati alla descrizione delle caratteristiche sedimentologiche dei depositi riconosciuti. A titolo indicativo si ricorda che recenti lavori a carattere scientifico ipotizzano l’appartenenza dei depositi glaciali e fluvioglaciali maggiormente alterati (quindi più antichi) e localizzati a quote superiori all’Allogruppo di Albizzate (corrispondente al Riss degli autori precedenti, circa 120.000 anni fa) e dei depositi glaciali e fluvioglaciali più recenti all’Allogruppo di Besnate (corrispondente in parte al Riss e in parte al Wurm, circa 30.000 anni fa). Visto lo scopo del rilevamento geologico finalizzato all’identificazione della pericolosità nel territorio indagato e non alla distinzione stratigrafica e cronostratigrafica tra le varie unità, si è ritenuto di riportare nella carta geologica un’unica voce definita come “Depositi di origine glaciale e/o fluvioglaciale” distinguendo con un sovrassegno la presenza accertata di limi e limi sabbiosi. 3.3.3. DEPOSITI DI VERSANTE Si tratta di depositi superficiali costituiti da elementi eterometrici di varia natura, (nell’areale limitrofo a Magognino sono presenti depositi a grossi blocchi rocciosi) immersi in scarsa matrice sabbiosa; sono stati generati dall'azione della gravità; fattori predisponenti tali fenomeni sono la presenza di affioramenti rocciosi alterati e fratturati a causa degli agenti atmosferici e delle acque ruscellanti. Tali depositi appaiono spesso localizzati alla base di pareti rocciose, soprattutto dove le caratteristiche geomeccaniche della roccia appaiono mediamente scadenti, per presenza di accentuate fratturazioni (spesso favorita dai cicli crioclastici). Nel territorio esaminato tali depositi si ubicano soprattutto a valle delle pareti più ripide formate dagli Scisti dei Laghi affioranti a valle dell’abitato di Levo, nelle vicinanze di Campino e soprattutto lungo il versante a lago nella porzione meridionale del territorio di Stresa, in particolare a valle di Magognino e dai litotipi granitici affioranti soprattutto in sponda destra del T. Selvaspessa e a valle del M.te Zucchero, dove costituiscono vere e proprie falde di detrito non colonizzate ed ancora alimentate.

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3.3.4. DEPOSITI ALLUVIONALI TORRENTIZI I corsi d'acqua esaminati presentano, nei tratti in alveo montano e in apice di conoide depositi alluvionali torrentizi derivati da processi di debris flow e da formazione di un miscuglio iperconcentrato (debris flood), nei tratti medio-apicali e medio-distali delle conoidi in generale il meccanismo di trasporto è dato da debris flood e da trasporto al fondo (bed load). I sedimenti derivati da processi di debris flow sono costituiti da accumuli di materiale poligenico a granulometria varia: molto grossolana (anche con massi metrici) a disposizione generalmente caotica o con gradazione inversa, con selezione praticamente nulla, spessore che può raggiungere alcuni metri, estensione variabile, forma assimilabile a quella di un cordone longitudinale o, nel caso di deposizione in conoide, ad un lobo. Già in zona mediana i depositi sono di tipo ghiaioso-ciottoloso talora con carattere di deposizione alternata da caotica a maggiormente selettiva in particolare nelle parti medio-apicali; nei tratti medio-distali, soprattutto per quanto riguarda le conoidi con sbocco a lago, si osservano sedimenti a granulometria ghiaioso sabbiosa (talora clinostratificati) con assenza di clasti metrici o pluridecimetrici, passanti a sabbie ghiaiose nelle porzioni distali e a depositi prevalentemente sabbioso limosi nella parte di conoide subacquea. Date le caratteristiche morfologiche delle conoidi con sbocco a lago (in particolare quelle dei torrenti Fiumetta e Crèe), non è improbabile che il passaggio dai sedimenti di origine conoidale a quelli lacustri (limi e limi sabbiosi sedimentati in ambiente subacqueo di bassa energia) sia di tipo eteropico, caratterizzato cioè da alternanze di depositi torrentizi con depositi lacustri aventi continuità orizzontale limitata (per esempio indentazioni con chiusura a becco di flauto), dove il contatto di tetto tra i sottostanti sedimenti torrentizi e limi lacustri è in continuità stratigrafica mentre la superficie di contatto di letto, cioè basale, è di tipo erosionale, identificando quindi una discontinuità stratigrafica. Tale geometria è rappresentativa di un’alternanza di eventi deposizionali in ambiente lacustre, interrotti da brevi ma intensi fenomeni di deposizione a carattere torrentizio ad energia elevata, in un contesto paleogeografico caratterizzato da innalzamenti ed abbassamenti anche rilevanti del livello lacustre. I depositi di conoide alluvionale sono scarsamente affioranti poiché le conoidi sono intensamente urbanizzate. 3.3.5. DEPOSITI DI ORIGINE ANTROPICA Sono stati cartografati i depositi di maggior estensione areale costituiti quasi esclusivamente da materiali inerti e residui di materiali da costruzione, di granulometria molto eterogenea, provenienti da demolizioni edili e da smarino derivato dagli scavi delle gallerie autostradali. 3.3.6. COLTRI INDIFFERENZIATE DI ALTERAZIONE Le coltri indifferenziate di alterazione, altrimenti dette “paleoregoliti” o “sabbioni granitici”, si estendono molto diffusamente nell’area oggetto di studio; in generale si osserva una chiara asimmetria nella distribuzione di tali coltri tra il versante occidentale, dove esse sono predominanti a partire da quote indicativamente superiori ai 900 m s.l.m. e il versante orientale, dove sino a circa 1200 m s.l.m. le coltri stesse possono essere ancora ricoperte da depositi di origine glaciale anche se di limitato spessore. Le paleoregoliti si sono formate in epoca preglaciale a causa dei processi di alterazione e degradazione (arenitizzazione)

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agenti sul substrato roccioso e si sono conservate sino ad ora perché risparmiate dall’azione erosiva delle masse glaciali sia per motivi morfologici sia perché poste a quote superiori al limite altimetrico oltre il quale non si sono spinte le lingue glaciali. Si tratta di sabbie ricche in quarzo e feldspati con frazione limosa in genere non abbondante ma rilevabile, derivanti dall’alterazione in situ dei litotipi granitici. Più in particolare si osserva che la granulometria risulta influenzata dalle caratteristiche della roccia madre; è infatti facilmente rilevabile come la coltre derivata dal Granito Rosa, soprattutto da quello rosa intenso e rosso, caratterizzato dalla presenza di numerose cavità miarolitiche e da abbondanza di K-feldspato, presenti uno stadio di arenitizzazione più avanzato e con maggior percentuale della componente limoso-argillosa (dovuta all’alterazione del K-feldspato) rispetto ad esempio alla coltre derivata dalla Granodiorite a xenoliti. Lo spessore delle coltri indifferenziate è variabile da circa un metro in vetta al Mottarone sino a parecchie decine di metri lungo i versanti circostanti. Sul versante orientale, nel tratto compreso tra 900 e 1200 m s.l.m. si osservano depositi di origine glaciale localizzati a tetto delle coltri indifferenziate, caratterizzati generalmente da spessore limitato (1-3 m); tali depositi sono stati cartografati mediante sovrassegno sul tematismo che identifica le coltri indifferenziate. 3.3.7. COLTRE ELUVIO-COLLUVIALE Coltri eluvio-colluviali rappresentano i prodotti dell’alterazione in situ del substrato roccioso e dei depositi superficiali. Composizione e potenza variano alquanto in funzione della natura delle aree sorgenti: in generale sono dati da frammenti detritici di dimensioni e frequenza molto variabili, profondamente alterati, immersi in matrice di sedimenti molto fini con elevato contenuto organico. Vista l'esiguità e l’irregolarità dello spessore di tali depositi in relazione agli obbiettivi dell’analisi svolta, la coltre eluvio-colluviale non è stata cartografata come copertura. 3.4. CARATTERISTICHE GEOMECCANICHE DELLE ROCCE E GEOTECNICHE DEI TERRENI Le proprietà geomeccaniche del substrato roccioso sono strettamente dipendenti dalla composizione mineralogica, dagli elementi strutturali e microstrutturali, dallo stato di alterazione ma soprattutto dalla presenza e dalle caratteristiche delle superfici di discontinuità (piani di scistosità, stratificazioni, fratture, ecc.). Per quanto riguarda il materiale roccia, le caratteristiche geomeccaniche sono in generale buone per i graniti e discrete per micascisti e paragneiss, con peggioramenti anche notevoli solo in corrispondenza di litotipi interessati da discontinuità tettoniche e quindi trasformati in cataclasiti, o da estesi movimenti franosi e nelle porzioni più superficiali o a contatto con coltri o depositi sovrastanti, dove la presenza di acqua causa alterazione nel materiale roccia. Le qualità degli ammassi rocciosi dipendono oltre che dal materiale roccia, anche dalla presenza e dalle caratteristiche delle discontinuità, siano esse giunti o superfici di foliazione. Porzioni di Scisti dei Laghi particolarmente fratturate sono presenti abbastanza diffusamente, soprattutto in corrispondenza delle fasce spondali del R. Rampolino (a causa

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principalmente della presenza di una faglia), del R. Selvalunga (in sponda destra all’altezza del viadotto autostradale in corrispondenza di un movimento franoso di vasta estensione) e lungo alcune scarpate rocciose a valle di Magognino; in destra del T. Selvaspessa sono invece presenti pareti granitiche con set di fratturazione indotte dall’azione degli agenti atmosferici (crioclastismo). In sintesi si può affermare che le caratteristiche geomeccaniche degli ammassi rocciosi granitici sono nel complesso buone, discrete per quanto riguarda gli ammassi costituiti da paragneiss, da discrete a mediocri circa gli ammassi dati da micascisti. Va tuttavia ancora sottolineato che in presenza di discontinuità tettoniche tutti i litotipi hanno subito processi di cataclasi e di alterazione tali che dal punto di vista geomeccanico sono da considerarsi molto scadenti e come gli ammassi affioranti o immediatamente sottostanti coltri e depositi si presentano scadenti geomeccanicamente indipendentemente dal materiale roccia che li costituisce a causa dell’elevato gradi di fratturazione e della presenza più o meno pervasiva di alterazione. Inoltre nelle aree interessate da estese frane (ad esempio in destra del Rio Selvalunga) si osserva un nettissimo scadimento delle qualità meccaniche dell’ammasso a causa della formazione di nuovi giunti o dell’aumento della persistenza e dell’apertura di precedenti superfici di discontinuità connessi all’attività del movimento franoso. Al fine di fornire una prima caratterizzazione geomeccanica del substrato roccioso e non potendo disporre in modo diffuso di prove tecniche sulle rocce interessate, si è ritenuto di utilizzare la metodologia proposta dalla I.S.R.M. (International Society for Rock Mechanics) denominata B.G.D. (Basic Geotechnical Description of Rock Masses, 1980). Tale metodologia presenta due requisiti fondamentali: - è basata su dati quantitativi che è possibile rilevare in affioramento o eccezionalmente

da prove tecniche effettuate; - fornisce una indicazione di massima sul comportamento meccanico di un ammasso

roccioso. Nell'utilizzare la B.G.D. sono state prese in esame le litologie fondamentali presenti nel territorio, cioè Graniti, Micascisti e le rocce dell’aureola di contatto (assimilabili come caratteristiche meccaniche ai Paragneiss). Per quanto concerne i parametri previsti dalla B.G.D. è stato possibile eseguire le seguenti osservazioni, che vanno intese come ranges di variazioni di larga massima.

Litotipo GRANITI MICASCISTI PARAGNEISS ROCCE DI CONTATTO

Condizioni di alterazione “W” W1 W1-W2 localmente W3 W1 localmente W2 Spessore degli strati “L” L1 - L2 L3 - L4 L2 - L3

Intercetta delle fratture “F” F1 localmente F2 F3 localmente F4 F2 localmente F3 Resistenza compressione

monoassiale “S” 1.800-2.300 kg/cm2 Sani 600-900 kg/cm2 Fratturati 100-200 kg/cm2

Sani 1.000-2.000 kg/cm2 Fratturati 700-900 kg/cm2

Angolo di attrito delle fratture “A” 40-45° Sani 35-45°

Fratturati 30-35° Sani 40-50°

Fratturati 35-45°

Per quanto riguarda i terreni è possibile ottenere una loro prima caratterizzazione geotecnica sulla base dei principali parametri geotecnici, cioè granulometria, peso di volume (γ) angolo di attrito interno (ϕ) e coesione totale (C). I parametri sopra indicati possono essere valutati approssimativamente anche sul terreno attraverso osservazioni empiriche o semplici prove. Premesso tutto questo è stato possibile

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eseguire una prima caratterizzazione geotecnica di massima dei terreni riconosciuti durante il rilievo geologico ai fini della progettazione delle opere. Una stima di tali parametri è rappresentata nella seguente tabella:

Depositi γ (t/m3) ϕ (°) C (kg/cm2)

Depositi alluvionali torrentizi 1.7 - 2.1 30-35 (sabbie e ghiaie) 35-40 (depositi grossolani) 0.0

Depositi glaciali s.l. 1.9 - 2.1 35 – 40 0.1 - 0.4 Lenti sabbiose in depositi glaciali 1.7 - 1.9 30 – 35 0.0 Lenti limoso-argillose in depositi glaciali 1.6 - 1.8 25 – 30 0.1 – 0.8

Limi lacustri 1.6 - 1.8 25 – 30 0.1 – 0.8 Depositi di versante 1.8 - 2.0 35 – 45 0.0

Circa la coltre eluvio-colluviale, essa rappresenta la parte più superficiale dei terreni, in cui l'azione della vegetazione e degli agenti atmosferici ha prodotto fenomeni di trasformazione tali da escludere la possibilità di una univoca caratterizzazione geotecnica, che comunque appare da scadente a mediocre. Si tratta in genere di limi sabbiosi con ciottoli ed elevata componente organica; tali terreni non sono mai utilizzabili come terreni di fondazione. 4.CARTA GEOMORFOLOGICA E DEI DISSESTI Ai sensi della D.G.R. n. 45-6656 del 15-7-2002, nella Carta geomorfologica e dei dissesti vengono riportate oltre alle forme riconoscibili dall’analisi geomorfologica, anche la perimetrazione di aree di conoide e di pertinenza torrentizia a differente grado di energia del processo dissestivo nonché la localizzazione dei dissesti franosi distinti per tipologia di meccanismo d’innesco e l’inviluppo di zone che presentano numerose morfostrutture associabili a dissesti di origine gravitativa di vasta estensione. Nei capitoli successivi si tratterà essenzialmente di tutti gli elementi morfologici riconosciuti con una breve descrizione generale degli stessi. Per quanto riguarda invece le valutazioni dell’attività e della pericolosità delle conoidi alluvionali e delle frane di grande estensione, si è preferito trattare tale argomento, che implica valutazioni che vanno al di là della semplice descrizione geomorfologica, nei capitoli 7 e 8 della presente relazione. 4.1. DESCRIZIONE DELLA SITUAZIONE GEOMORFOLOGICA REGIONALE Il territorio comunale di Stresa si sviluppa sui versanti orientale e settentrionale del Monte Mottarone. I versanti citati sono caratterizzati da ripide pareti rocciose costituite dagli Scisti dei Laghi affioranti o subaffioranti e da pendii meno acclivi ricoperti da coltri superficiali di varia origine. Alla base del versante orientale si sviluppano zone a pendenza minore (massimo 11-12°) costituite dalle conoidi terminali dei torrenti le più evidenti delle quali sono quelle edificate dal T. Roddo e dal suo affluente R. Selvalunga (o R. Molino) e del R. Rampolino (o Fosso del Buco Marcio). Circa la parte terminale dei T. Crèe, T. Fiumetta e R. Berta, la pesante urbanizzazione (in tale zona sorge il centro storico di Stresa) rende molto difficoltosa il riconoscimento di evidenze morfologiche in grado di definire univocamente tale tratto come conoidi o sistema di conoidi. La parte meridionale del territorio esaminato presenta un versante che a partire dallo spartiacque del T. Erno degrada verso lago con tratti a minore acclività dove sono localizzate le frazioni di Stresa.

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Un'analisi geomorfologica più approfondita permette di riconoscere in tutto questo paesaggio gli effetti dell'azione di numerosi agenti morfogenetici operanti in fasi successive. A) Una fase morfogenetica precedente alle glaciazioni quaternarie (Messiniano), durante

la quale l’abbassamento del livello di base dell'erosione, in corrispondenza di periodi di essicazione del Mediterraneo, ha causato la formazione delle valli principali; a questa fase appartiene sia il solco vallivo del Lago Maggiore sia quelli secondari sui quali sono impostati gli attuali corsi d’acqua. L'originaria forma delle valli principali messiniane è peraltro ben poco conosciuta in quanto in larga misura sepolta sotto imponenti depositi glaciali e alluvionali nonché sotto le acque lacustri, mentre i versanti affioranti sono stati ampiamente modellati dall'esarazione glaciale, dall'azione delle acque correnti e dalla gravità.

B) Una fase morfogenetica durante le glaciazioni quaternarie: questa zona è stata

interessata dall'azione erosiva di lingue glaciali provenienti dall’Ossola e dal Ticino (abrasione e modellamento dei versanti rocciosi) e una contemporanea formazione di depositi glaciali, in particolare i depositi laterali sui versanti vallivi come quello in esame. Gli effetti dell’azione glaciale sono invece chiaramente rilevabili nel profilo longitudinale del versante che si mostra articolato da una serie di gradini e di rotture di pendenza, con tratti subpianeggianti poco estesi. Sono riconoscibili nella porzione occidentale del territorio forme interpretabili come creste di cordoni morenici e trovanti. È probabile che l’azione morfogenetica delle masse glaciali sia responsabile delle forme caratteristiche osservabili nell’area delle torbiere, nella parte sud del territorio comunale. Nei numerosi periodi interglaciali si sono verificati movimenti in corrispondenza della DGPV del M.te Croce della Tola (Tibaldi et al., 2004).

C) Una fase posteriore all’ultima espansione glaciale durante la quale è avvenuto il ritiro dei

ghiacciai, con rielaborazione dei depositi glaciali e formazione dei depositi fluvioglaciali e alluvionali terrazzati, il ringiovanimento dell'erosione idrometeorica, l’innesco o la ripresa di fenomeni gravitativi profondi (per esempio in destra del T. Selvaspessa al confine con il comune di Baveno), la messa in posto di grosse quantità di depositi di versante, la formazione delle conoidi e delle pianure alluvionali. Occorre precisare che già dall’inizio del ritiro dei ghiacciai i torrenti scaricavano i materiali provenienti dall’erosione nella conca lacustre formatasi con l’arretramento del ghiacciaio e quindi una rilevante parte degli apparati conoidali risulta deposta in acqua e ancora attualmente sommersa.

4.2. FORME DI ORIGINE GLACIALE Valli a fondo piatto Si tratta di incisioni di larghezza consistente, caratterizzate da fondo piatto e da raccordo dolce con le fasce spondali; la pendenza longitudinale è generalmente medio-bassa. Nell’area esaminata è stata possibile riconoscerne una molto evidente in corrispondenza dell’A. Cane nella quale corre il ramo di destra del T. Selvaspessa. Terrazzi glaciali Si tratta di aree di varia estensione e forma planimetrica, ad acclività bassa (in alcuni casi si hanno terrazzi pianeggianti) largamente diffuse sul territorio comunale di Stresa. Derivano con ogni probabilità dall’attività erosiva e deposizionale dei ghiacciai alpini e sono generalmente ricoperti da depositi glaciali di spessore rilevante. I terrazzi sono delimitati a valle da orli di scarpata anch’essi legati alla dinamica delle masse glaciali. La

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correlazione tra i vari terrazzi e l’attribuzione degli stessi a determinate fasi glaciali, richiede l’utilizzo di tecniche di rilevamento e di interpretazione proprie della geologia del quaternario, che esula dagli scopi di questo lavoro. Creste di cordoni morenici Sono presenti su tutto il territorio esaminato anche se in numero relativamente modesto. Generalmente i cordoni morenici mostrano andamento N-S ed altezza contenuta (pochi metri); nella zona delle torbiere, caratterizzata da una articolata morfologia di origine glaciale, sono presenti oltre a cordoni rettilinei con direzione N-S anche creste con forma planimetrico “a mezza luna” e andamento E-O nonché cordoni morenici con nucleo roccioso. Rocce montonate Sporadicamente diffuse, interessano il substrato costituito dagli Scisti dei Laghi; presenti soprattutto nella zona delle torbiere. Trovanti Di origine per lo più granitica, e subordinatamente micascistosa, sono particolarmente diffusi lungo il fianco nord orientale ed occidentale del M.te Croce della Tola. 4.3. FORME DI ORIGINE GRAVITATIVA Vengono di seguito descritte le forme e le morfostrutture di origine gravitativa per lo più presenti nell’ambito di movimenti a grande scala. Antiche frane riconosciute da fotointepretazione L’analisi delle foto aeree, benché resa difficile dalla copertura vegetale presente sulle foto messe a disposizione dal comune di Stresa, ha talora consentito di identificare tratti di versante ad elevata acclività caratterizzati dalla presenza di un tratto a monte ad elevata acclività (talora è riconoscibile una vera e propria scarpata rocciosa) dal quale si diparte un “alveo” che tende ad allargarsi verso valle e di un’area debolmente rilevata al piede (possibile zona d’accumulo?); tali aree, di estensione limitata e localizzate essenzialmente lungo le fasce spondali del Rio Roddo, appaiono di non agevole interpretazione (anche perchè localizzate in aree di accesso molto difficoltoso e quindi non indagabili attraverso rilevamento geologico); è possibile ipotizzare tali forme come i segni di antiche frane, delle quali però si ignora meccanismo ed età. Non si osservano invece segni di attivazione anche parziale in epoca recente. Trincee Si tratta di forme rettilinee allungate e profondamente incise espressione di aperture per dinamica estensiva del versante; sono state riconosciute soprattutto sul fianco orientale del M. te Croce della Tola, ma sono presenti, in dimensioni più ridotte, anche a monte del ripido versante verso lago localizzato nella parte meridionale del territorio. Sdoppiamento di creste Doppie creste discontinue e in parte dislocate, sono riconoscibili alla sommità del M. te Croce della Tola.

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Contropendenze e scarpate Si tratta di forme spesso associate le une alle altre costituite da una scarpata ad acclività elevata di altezza metrica fronteggiata da un breve pendio a pendenza antitetica e notevolmente inferiore e con estensione verticale molto più limitata. Tali forme sono diffuse soprattutto nell’area circostante il M.te Croce della Tola, in particolare sul fianco orientale nonché in corrispondenza del versante destro del Rio Molino all’altezza del viadotto autostradale. In particolare sul fianco orientale del M. te Croce della Tola, a quota di circa 900 m s.l.m., a monte dell’abitato di Alpino, sono rilevabili scarpate in roccia subverticali che nel complesso descrivono planimetricamente una forma debolmente curva con convessità verso ovest. Si tratta probabilmente di cigli di antichi scivolamenti in roccia; al momento visto l’assenza di indizi di movimenti in massa lungo le scarpate, di depositi di versante e la presenza di coltre eluvio-colluviale con orizzonte pedogenetico sviluppato lungo l’antica zona di scorrimento a valle delle scarpate, fanno propendere per una inattività in massa di tali morfostrutture; non si può comunque escludere attivazioni locali di settori delle scarpate in roccia con sviluppo di limitate frane di crollo. Trincee, sdoppiamento di creste, contropendenze e scarpate possono essere ritenute morfostrutture indicative di movimenti gravitativi a larga scala e pertanto non sono state considerate come dissesti. 4.4. FORME DI ORIGINE TORRENTIZIA Orli di scarpata torrentizia Enormi fenomeni erosivi furono presenti in epoca prequaternaria (Messiniano) in corrispondenza di periodi di essiccazione del Mediterraneo che ha provocato notevoli abbassamenti del livello marino e di conseguenza del livello di base del profilo d’equilibrio. Si produssero profondi canyon e forre nei corsi d'acqua che affluivano al mare e, via via, nei rami confluenti in essi. In periodo glaciale la maggior parte delle forre vennero colmate da materiali morenici e la valle del Lago Maggiore fu sbarrata da un apparato morenico frontale. Al ritiro dei ghiacciai l'attività erosiva dei corsi d'acqua riprese ma in condizioni completamente mutate soprattutto per la presenza del lago, che rappresenta ancora oggi il livello di base dei profili di erosione di fiumi e torrenti in esso confluenti. Gli orli di scarpata torrentizia così come osservabili al momento, rappresentano l’elemento morfologico presente alla sommità di una zona acclive al passaggio ad una zona pianeggiante o comunque con minore pendenza. Questa forma è dovuta alla sovrapposizione delle forme derivate dai processi erosivo-deposizionali di origine ed età glaciale e post glaciale (in genere si tratta di fenomeni di erosione regressiva legate a instabilità gravitativa del substrato e delle coperture, spesso causati da scalzamento al piede o comunque da una spiccata erosione del fondo ad opera dei corsi d'acqua, dovuta all’abbassamento del livello di base del profilo di equilibrio) sulla morfologia preesistente originata per lo più in epoca messiniana. Tali forme sono state riconosciute sia all'interno delle zone a depositi glaciali, sia in corrispondenza di aree a substrato roccioso affiorante (limiti di forre torrentizie) o subaffiorante.

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Nel territorio comunale sono state riconosciute moltissime di queste forme, per lo più abbastanza antiche e corrispondenti alle profonde incisioni dove corrono i corsi d’acqua torrentizi. Erosione spondale e di fondo Queste forme, sempre ai sensi della D.G.R. n. 45-6656 del 15-7-2002, sono comprese nella dicitura “dissesti lineari di origine torrentizia”. Nella carta geomorfologica sono state evidenziate solamente le forme di maggior estensione e non ben rappresentabili dalla dicitura e dalla simbologia introdotta dalla citata D.G.R.. Gli episodi di piena più consistenti determinano imponenti fenomeni di erosione spondale e di fondo soprattutto nel caso in cui i torrenti scorrano lungo depositi superficiali o su rocce cataclasate. Tali forme sono riconoscibili praticamente lungo tutti gli alvei dei rii che interessano il territorio di Stresa. Data la frequenza di insediamenti abitativi o produttivi lungo i corsi d'acqua una parte di questi fenomeni erosivi è attualmente controllata dalla presenza di difese spondali o trasversali, in particolare sui rii maggiori, in corrispondenza degli attraversamenti stradali e ai margini degli edifici. Percorsi di deflusso Si tratta di forme localizzate entro le conoidi alluvionali o le zone di espansione torrentizia dei vari corsi d’acqua presenti nel territorio comunale di Stresa; sono forme longitudinali debolmente incise che si dipartono in genere dall’apice di conoide, che presentano andamento che si discosta ad angolo variabile dalla direzione del canale principale e rappresentano le tracce di vie di delfusso preferenziali utilizzate dai rii nel caso di esondazione e tracimazione di acque e detriti. Vengono distinti: - percorsi di deflusso non riattivabili: per ragioni geomorfologiche si considera che non

possano più essere coinvolgibili in eventi di fuoriuscita di acqua e detriti; - percorsi di deflusso riattivabili: per queste forme si considera geomorfologicamente

possibile l’attivazione (fenomeno detto di “avulsione”) almeno del tratto adiacente l’alveo attivo;

- percorsi di deflusso riattivabili solo per crollo o grave danneggiamento delle opere di difesa: tali percorsi sono geomorfologicamente ancora attivabili, tuttavia la presenza di opere di difesa e di arginatura rendono impossibile il loro utilizzo se non per l’abbattimento o grave danneggiamento delle stesse.

I percorsi di deflusso considerati tuttora riattivabili, lo sono almeno per quanto riguarda i tratti adiacenti l’alveo naturale; proseguendo verso la foce infatti il deflusso di acque miste a detriti viene intercettato dalle strade (con formazione delle cosiddette “strade-alveo”) che ne determinano quindi le direzioni e le caratteristiche di propagazione. Dove è stato possibile, sono state evidenziate anche le principali “strade-alveo” attivabili in caso di piene torrentizie.

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Solchi di ruscellamento concentrato Queste forme sono presenti nelle aree, generalmente piuttosto acclivi, in cui le acque di pioggia tendono a concentrarsi in percorsi preferenziali in grado di provocare erosione nelle coltri superficiali. Frequentemente il ruscellamento concentrato viene innescato da opere viarie trasversali al pendio che raccolgono i flussi laminari e li concentrano a valle in corrispondenza di tombini e caditoie. 4.5. ELEMENTI ANTROPICI Sono stati inoltre cartografati alcuni elementi antropici in grado di avere un ruolo nella formazione e nella propagazione dei dissesti. In particolare sono stati evidenziati i tratti tombinati dei corsi d’acqua, i rilevati ferroviari in grado di condizionare la diffusione dei deflussi delle acque di esondazione nonché le sezioni di deflusso insufficientemente dimensionate; al proposito si precisa che non sono state fatte verifiche idrauliche su tali sezioni poiché si è utilizzata per la valutazione una stima empirica delle portate defluibili che considera il trasporto solido. 5. CARTA IDROLOGICA Nella Carta Idrologica sono rappresentati i bacini idrografici dei corsi d’acqua presenti nel territorio comunale di Stresa, le aste torrentizie principali, le sorgenti e i pozzi comunali. 5.1. DESCRIZIONE DEI PATTERN IDROGRAFICI Il principale bacino rappresentato in carta è quello appartenente al T. Roddo che si trova in parte sul territorio comunale di Stresa ed in parte su quello del comune di Gignese. Esso presenta due rami principali che confluiscono a quota 310 m s.l.m. dando origine ad un alveo principale di lunghezza di circa 1.5 km; i due rami presentano direzione preferenziale SO-NE ed andamento subparallelo tra loro. I bacini del Rio Selvalunga o Molino, del Rio Rampolino e del T. Crèe, risultano essere dello stesso ordine di dimensioni di quello del T. Roddo e anch’essi presentano un pattern idrografico subdendritico; in particolare anche Rio Selvalunga e Rio Rampolino sono caratterizzati da due rami principali nella parte più elevata del bacino che confluiscono, in entrambi i casi circa a quota 300 m s.l.m., dando origine ad un alveo principale che prosegue fino a sfociare nel lago Maggiore. I due rii presentano direzione preferenziale SO-NE ed andamento subparallelo tra loro. Anche per quanto riguarda i restanti corsi d’acqua, si osserva un pattern subdendritico con andamento delle aste principali con direzione parallela alla massima pendenza.

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5.2. ELEMENTI IDROGEOLOGICI 5.2.1. VALUTAZIONI DI BILANCIO IDROGEOLOGICO I deflussi sono strettamente legati agli afflussi per cui si usa fare riferimento al rapporto fra gli stessi (coefficiente di deflusso). Tale coefficiente è influenzato dall’evapotraspirazione, dalla permeabilità del terreno, dalla copertura arborea e dalla quota, e varia nel tempo per uno stesso bacino idrografico in relazione alla stagione, allo stato di imbibizione del terreno, alla temperatura atmosferica. Gli afflussi medi della zona sono di circa 70 l/s per km2 di bacino, mentre i deflussi medi superano i 50 l/s per km2 di bacino. Si può ritenere quindi in prima approssimazione, che il coefficiente di deflusso sia di circa 0.70-0.80. I corsi d'acqua scendono inoltre, in magra, a portate di circa 6-8 l/s per km2 di bacino e tali portate sono quasi esclusivamente determinate dagli apporti sorgentizi. Inoltre le portate medie delle sorgenti sono mediamente doppie rispetto alle portate di magra, per cui si può ritenere che esse determinino un deflusso medio di 12-16 l/s, che rappresenterebbe approssimativamente un 25-30% dell'intero deflusso; ciò significa in sostanza che circa un 15-20% degli afflussi si infiltra nel terreno e va ad alimentare i serbatoi idrici sotterranei. Globalmente le precipitazioni annue possono pertanto essere così suddivise: - il 15-20% si infiltra nel terreno; - il 10-15% torna nell'atmosfera per evapotraspirazione; - il 65-75% crea fenomeni di ruscellamento. Queste considerazioni valgono in generale su territori abbastanza vasti che comprendono un po' tutte le situazioni di permeabilità. Su aree più ristrette si possono invece riscontrare grosse differenze con le situazioni sopra descritte e, in particolare, possono esservi zone a bassissima permeabilità in cui tutti i deflussi si esauriscono in periodo piovoso e zone invece in cui in apparenza gli afflussi non danno origine a rilevanti deflussi immediati ma che contribuiscono all'alimentazione di bacini sotterranei (fratture o rocce permeabili per porosità) i quali cedono poi nel tempo l'acqua immagazzinata sotto forma di sorgenti. 5.2.2. ELEMENTI IDROGEOLOGICI DELLE AREE DI CONOIDE L'assetto idrogeologico dell'area occupata dalle conoidi del T. Roddo e dalla zona di espansione torrentizia dei rii Crèe, Fiumetta e Berta è descrivibile con un acquifero a falda libera, sito nel sottostante materasso alluvionale ghiaioso e sabbioso, in cui si possono però instaurare locali situazioni di semiconfinamento, per la presenza di orizzonti limosi; tali orizzonti sono da ricollegarsi soprattutto alle deposizioni in una condizione paleoambientale di lago "alto", perciò con un'energia trattiva pressoché nulla, e in misura minore alla naturale interdigitazione di sedimenti grossolani con quelli più fini, nell'ambito del normale mutamento di posizione dei canali distributori e dei diversi cicli di progradazione nell’ambito della conoide. L'alimentazione della falda è ovviamente connessa ai regimi pluviometrici ed in particolare alle perdite di subalveo del T. Roddo (gli altri corsi d’acqua arrivano a lago all’interno di tombinature) che giungendo in corrispondenza dei depositi permeabili alluvionali della conoide, diminuiscono in modo evidente le loro portate. Sulla base dei dati disponibili e con riferimento ad un modello idrogeologico definito per i conoidi alluvionali sfocianti in bacino

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lacustre, appare importantissima, relativamente alla morfologia della superficie piezometrica della falda, la quota del livello di lago e le sue oscillazioni. Infatti, il livello lacustre costituisce il livello di base della falda acquifera presente in conoide e le sue oscillazioni portano a variazioni del gradiente della stessa, soprattutto nelle aree prossime alle sponde. 5.2.3. ELEMENTI IDROGEOLOGICI DELLE AREE DI VERSANTE I versanti presenti nel territorio di Stresa sono caratterizzati da substrato roccioso affiorante o ricoperto da deboli spessori di coltre eluvio-colluviale o, da depositi glaciali o di versante. L'infiltrazione delle acque di scorrimento superficiale (ruscellanti o incanalate) avviene in corrispondenza di tutte le superfici permeabili; se è presente un acquifero in roccia di sufficienti dimensioni si può instaurare una importante circolazione idrica. Nell’areale di Campino, Someraro e Levo sono presenti numerosi punti d’acqua (si veda l’elaborato Geo 4), per lo più sorgenti di frattura sgorganti direttamente dalla roccia oppure sorgenti di limite di permeabilità definito, situate caratteristicamente in corrispondenza del passaggio fra depositi superficiali di origine glaciale e substrato. L’importante acquifero in roccia ivi rilevato potrebbe essere alimentato dalle acque raccolte dall’ampia depressione posta ad ovest del massiccio del M.te Croce della Tola (dove scorre anche un ramo del T. Selvaspessa); in tal caso si avrebbe una discordanza tra limite del bacino idrografico superficiale e del bacino idrogeologico sotterraneo. Emergenze per soglia di permeabilità sono rilevabili in località Binda anche all’interno dei depositi glaciali; tali sorgenti sottolineano la presenza di limi glaciali a bassa conducibilità idraulica sottostanti a depositi detritici maggiormente grossolani anch’essi di origine glaciale.

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6. IDROLOGIA 6.1. PARAMETRI MORFOMETRICI Vengono di seguito rappresentati i parametri morfometrici dei bacini dei rii presenti nel territorio comunale di Stresa:

Sb hmax hsez hmed Lap Ltot Pap Ddr Erilb Mb I° Senza nome 0.21 600 220 410 0.2 0.2 42.0 0,0 380 0,84 II° Senza nome 0.038 445 250 348 0.24 0.24 45,0 6,3 195 0,97 III° Senza nome 0.10 605 255 430 0.3 0.36 46,0 3,5 350 1,11 IV° Senza nome 0.023 445 270 358 0.14 0.14 6,0 175 1,14 V° Senza nome 0.17 850 355 603 0.52 0.52 3,0 495 1,18 R. Castagno 0.17 755 335 545 1.12 1.12 6,7 420 1,03 R. Confine 0.53 980 390 770 1.25 1.46 2,7 590 0,81 R. Ghetto 0.37 990 196 593 2.01 2.11 5,7 794 1,30 R. Ghidogna 0.59 975 340 658 1.54 1.54 2,6 635 0,83 R. Loyta 0.21 850 380 615 1.16 1.16 5,4 470 1,01 R. Madonna della Neve 0.19 850 350 600 0.98 0.98 5,0 500 1,13 R. Rampolino 0.9 980 250 710 1.66 3.32 29,0 3,7 730 0,77 T. Roddo apice (S1) 1.24 845 260 555 1.83 4.75 21,2 3,8 585 0,52 T. Roddo ponte (S2) 2.21 920 220 545 2.36 8.19 13,0 3,7 - T. Roddo foce (S3) 2.39 920 196 520 2.84 8.68 11,2 3,6 - R. Monti 0.11 520 210 365 0.49 0.72 35,0 6,3 310 0,92 R. Selvalunga apice (S4) 0.76 920 305 597 1.32 2.53 33,0 3,3 615 0,71 R. Selvalunga foce (S5) 0.85 920 238 565 1.69 2.91 17,2 3,4 - R. Valeggio 0.17 720 335 528 0.41 0.41 2,4 385 0,94 VI° Senza nome 0.024 335 225 280 0.2 0.2 8,4 110 0,70 R. Gabuso 0.08 405 209 310 0.37 0.4 27,0 6,0 196 0,69 R. Rosmini 0.031 320 210 265 0.19 0.2 21,8 8,0 110 0,63 R. Falchetti 0.26 585 194 390 0.68 0.7 2,9 391 0,77 VII° Senza nome 0.28 575 194 385 0.76 1.22 4,4 381 0,72 R. Berta 0.28 565 210 401 0.65 0.65 20,2 2,8 355 0,74 T. Crèe 1.18 572 217 393 1.53 2.25 21,2 1,9 355 0,33 T. Fiumetta 0.62 595 250 423 1.05 1.48 25,7 2,4 345 0,44 R. Morasca Miseria 0.21 600 228 414 0.6 0.6 27,0 2,9 372 0,81 R. Ostino 0.24 545 210 378 0.86 0.86 26,8 3,6 335 0,68 R. Percareccia 0.093 530 375 453 0.39 0.47 5,0 155 0,51 R. Ranco 0.62 560 194 377 1.75 1.88 3,0 366 0,47 R. Roggetta 0.3 580 210 395 1.14 1.54 5,1 370 0,68 R. Ronco 0.013 305 200 253 0.16 0.16 11,9 105 0,90 R. della Sacca 0.44 555 210 383 1.68 2.8 20,0 6,4 345 0,52 R. Sale 0.09 515 194 355 0.38 0.38 4,2 321 1,07 R. Vignolino 0.028 385 225 305 0.16 0.16 5,8 160 0,96 R. Vignolo 0.032 315 194 255 0.31 0.31 9,7 121 0,68

Tabella 1 – Parametri morfometrici dei bacini

dove: Sb: superficie bacino (km2) hmax: altezza massima bacino (m s.l.m.) hmed: altezza media bacino (m s.l.m.) hsez: altezza sezione (m s.l.m.) Lap: lunghezza asta principale (km) Ltot: lunghezza totale aste torrentizie (km) Pap: pendenza asta principale (%) Ddr: densità di drenaggio (1/km)

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Erilb: energia del rilievo del bacino (m) Mb: indice di Melton Nella seguente tabella sono indicati i parametri morfometrici delle conoidi ricadenti nel territorio di Stresa:

Sc hapex hmin Lac Pac Pc Erilc Rapporto Sb/Sc R. Rampolino 0.37 250 194 0.4 13 15.1 56 24,4 T. Roddo completa 0.60 260 194 1.0 6.0 6.2 66 2,1 T. Roddo attiva 0.17 218 194 0.52 4.6 4.6 24 R. Monti 0.003 210 194 0.1 14.3 14.5 16 32,2 R. Selvalunga 0.17 305 205 0.41 16.1 16.9 100 4,3 R. Ostino 0.008 210 194 100 16.0 17.7 16 29,3 R. Roggetta 0.006 210 194 16 46,4 R. della Sacca 0.009 210 194 140 11,4 11,4 16 47,5

Tabella 2 – Parametri morfometrici delle conoidi

Sc: superficie conoide (km2) Lac: lunghezza asta principale (km) hapex: altezza apice di conoide (m s.l.m.) hmin: altezza minima bacino (m s.l.m.) Erilc: energia del rilievo della conoide (m) Pac: pendenza asta in conoide (%) Pc: pendenza conoide (%) 6.2. ANALISI IDROLOGICA: AFFLUSSI - DEFLUSSI Per quanto concerne le precipitazioni i dati raccolti dall'Istituto Idrobiologico di Pallanza indicano per il territorio in esame una piovosità media annua variabile dai 2100 ai 2400 mm annui e decrescente da O verso E; tale piovosità corrisponde ad un afflusso medio di 71 l/s per km2 di bacino. Per quanto riguarda il regime delle precipitazioni si può osservare che esistono due minimi in corrispondenza dell'estate e dell'inverno. Tuttavia, mentre il massimo primaverile è sempre presente, il massimo autunnale può a volte mancare. Il periodo più asciutto è in genere quello invernale, anche se bisogna osservare che, a causa delle notevoli presenze turistiche, è la siccità estiva a provocare i disagi maggiori. Un’ulteriore analisi degli afflussi è quella relativa all’evento verificatosi l’8 luglio 1996 che ha interessato principalmente i corsi d’acqua dell’adiacente comune di Baveno è illustrato nella “Analisi delle precipitazioni dell’evento alluvionale dell’8 luglio 1996” a cura di I. Isoli e A. Sassi a cui si rimanda. Dall’esame degli afflussi, tramite elaborazioni statistiche è stato possibile ricavare le relazioni rappresentative delle curve di possibilità climatica relative all’areale interessato dall’evento, per durate comprese tra a 10’ e 60’. Sono stati anche ricavati i parametri “a” e “n” validi per lo stesso areale per diversi tempi di ritorno e riportati nella seguente tabella:

10 50 100 200 500 a n a n a n a n a n

62.1 0.68 79.8 0.63 89.0 0.64 96.8 0.64 107.0 0.63

Tabella n. 3 - Parametri a ed n a diversi tempi di ritorno per durate comprese tra 10’ e 60’’ I parametri sopraindicati devono essere considerati come cautelativi per il metodo con cui sono stati ricavati (analisi probabilistica su più stazioni), ma si ritiene che, per la tipologia delle precipitazioni che interessano questa zona, sia più opportuno osservare criteri assai

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conservativi. Per confronto, solamente nel caso dei bacini più grandi: Rio Roddo, Rio Selvalunga (o Molino), Rio Rampolino (o Fosso del Buco Marcio) e Rio Crèe, si sono anche utilizzati i valori di “a” e “n” ricavati con il metodo della regionalizzazione proposto dall'Autorità di Bacino del Po per l’areale in questione. Nella tabella successiva sono riportati i valori di ”a” ed “n” per i bacini menzionati ottenuti con questo metodo; le celle (aree omogenee ad ugual valore di “a” e ”n”) identificate dal PAI in cui sono compresi i bacini sono la CC59, CC60, CD59 e CD60.

20 100 200 500 a n a n a n a n R. Rampolino 65,06 0,417 83,20 0,414 90,93 0,413 101,16 0,413T. Roddo 64,81 0,406 82,92 0,403 90,63 0,402 100,84 0,401R. Selvalunga (Molino) 64,84 0,408 82,95 0,405 90,67 0,404 100,88 0,404T. Crèe 64.05 0.385 82.00 0.380 89.65 0.379 99.77 0.377

Tabella n. 4 – Parametri a ed n ottenuti con il metodo della regionalizzazione a diversi tempi di ritorno

Tali valori sono stati ottenuti moltiplicando il valore di “a” e “n” della cella di riferimento per la superficie della porzione di bacino che la occupa, sono stati sommati tra loro e successivamente divisi per la superficie totale del bacino: i valori ricavati di “a” ed “n” per ogni tempo di ritorno risultano derivare quindi dalla media ponderata dei valori del PAI presenti nell’areale occupato da ogni bacino. Si può osservare che i valori a delle precipitazioni di durata oraria sono assolutamente simili nei due metodi proposti mentre sono molto diversi i valori dell’esponente n. Ciò dipende dal fatto che il metodo regionale riguarda corsi d’acqua con tempi di corrivazione compresi fra 1 e 24 ore, mentre il metodo proposto e tarato sull’evento dell’8 Luglio 96 (confermato fra l’altro dall’evento del 17 Luglio 2009), riguarda prevalentemente corsi d’acqua con tempi di corrivazione compresi fra 10’ e 60’. 6.2.1. CALCOLO DELLE PORTATE DI MASSIMA PIENA Il calcolo delle portate di massima piena determinate dai vari prevedibili afflussi alla rete può essere effettuato in vari modi. Per tale calcolo, in carenza di una serie di misure sufficientemente lunga e affidabile, si è utilizzato il metodo cinematico ritenuto il più affidabile per le caratteristiche dei corsi d'acqua in esame. Tale metodo consente di valutare la massima portata di un corso d’acqua in relazione ad un evento critico attraverso la seguente relazione:

Qmax = 0.277 ϕ Cr ε Pc S / tc dove: S: superficie del bacino ϕ: coefficiente di deflusso Cr: coefficiente di ragguaglio ε: coefficiente di evapotraspirazione tc: tempo di corrivazione Pc: pioggia critica Il metodo si basa sulle considerazione che una precipitazione, purché uniformemente distribuita, produce colmi di piena sempre crescenti fintanto che la sua durata non superi il

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tempo di corrivazione mentre per durate tr>tc la portata, una volta raggiunta la portata massima, si mantiene approssimativamente costante per un intervallo ∆ = tr - tc (onda di piena trapezia). Di seguito sono illustrate le metodologie utilizzate per la valutazione dei parametri necessari all’applicazione di tale metodo. Coefficiente di ragguaglio Sulla base di esperienze precedenti per bacini con caratteristiche morfometriche simili a quelle dei rii in esame e secondo quanto consigliato dal Weather Bureau si è ritenuto opportuno utilizzare un coefficiente di ragguaglio di 0.9. Coefficiente di deflusso Il coefficiente di deflusso si definisce come il rapporto fra il volume dell’acqua che defluisce attraverso una data sezione e il corrispondente afflusso in un certo arco di tempo. Il coefficiente di deflusso ϕ può essere considerato come il prodotto di numerosi coefficienti, tra cui i principali sono i seguenti (Gabella):

ϕ = ϕc ϕp ϕi dove : ϕc : coefficiente dipendente dalla copertura vegetale ϕp : coefficiente dipendente dalla permeabilità dei terreni ϕi : coefficiente dipendente dalla pendenza del terreno I risultati ottenuti per i corsi d’acqua in esame si aggirano attorno a valori di circa 0.8, superiori a quello annuo. Coefficiente di evapotraspirazione Il coefficiente di evapotraspirazione ε si definisce come rapporto fra gli afflussi che effettivamente alimentano la rete e gli afflussi piovuti e sta ad indicare la frazione di acqua perduta per evapotraspirazione. Trattandosi di scrosci di elevatissime intensità che avvengono in genere nell’ambito di precipitazioni intense della durata di qualche ora e che determinano condizioni di umidità relativa dell’area prossime al 100%, si può ritenere trascurabile la percentuale di pioggia evaporata durante la durata critica, e quindi di può assumere ε = 1. Tempo di corrivazione Il tempo di corrivazione è il tempo necessario perché, in un dato bacino tutte le particelle d’acqua defluenti giungano alla sezione sottesa. In mancanza di disponibilità di ietogrammi e di idrogrammi di ciascun evento, che consentirebbe una misura diretta del tempo di corrivazione (attraverso la differenza dei tempi intercorrenti fra i massimi degli scrosci e gli inizi dei colmi di piena) occorre ricorrere ai metodi alternativi basati sulle analisi delle velocità di movimento delle particelle liquide. Il metodo qui utilizzato è quello di Visentini e Giandotti:

4 √S + 1.5 L tc = -----------------------

0.8 √Hmed-Hmin

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Si tratta di una formula tarata su numerose esperienza reali che utilizza parametri facilmente misurabili. Di seguito sono riportate le tabelle riassuntive che raccolgono i risultati ottenuti, con i valori di pioggia critica e di portata ottenuti per i corsi d’acqua dell’area; la prima tabella riporta tali valori per tutti i corsi d’acqua, la seconda riporta, per confronto, i valori di pioggia critica e di portata calcolati, per i bacini maggiori, partendo dai valori di “a” e “n” ottenuti con il metodo della regionalizzazione.

10 50 100 200 500 tc Pc Qmax Pc Qmax Pc Qmax Pc Qmax Pc Qmax

I° Senza nome 0,16 18,2 4,5 25,6 6,4 28,1 7,0 30,5 7,6 34,3 8,6 II° Senza nome 0,14 16,7 0,9 23,6 1,2 25,8 1,4 28,1 1,5 31,6 1,7 III° Senza nome 0,16 18,1 2,3 25,5 3,2 27,9 3,5 30,4 3,8 34,2 4,3 IV° Senza nome 0,11 13,8 0,6 19,8 0,8 21,6 0,9 23,5 1,0 26,6 1,1 V° Senza nome 0,20 20,5 3,7 28,6 5,1 31,4 5,6 34,1 6,1 38,3 6,9 Rio Castagno 0,29 26,5 3,1 36,3 4,2 39,9 4,6 43,4 5,1 48,6 5,7 Rio Confine 0,31 27,9 9,7 38,0 13,2 41,9 14,5 45,5 15,8 50,9 17,6 Rio Ghetto 0,34 30,0 6,5 40,6 8,8 44,9 9,7 48,8 10,6 54,5 12,0 Rio Ghidogna 0,38 32,0 9,9 43,2 13,4 47,7 14,8 51,8 16,1 57,9 18,0 Rio Loyta 0,29 27,0 3,9 36,9 5,4 40,6 5,9 44,2 6,4 49,4 7,2 Rio Madonna della Neve 0,26 24,6 3,8 33,8 5,2 37,2 5,7 40,5 6,2 45,4 6,9 Rio Rampolino 0,37 31,3 15,3 42,4 20,7 46,8 22,9 50,9 24,9 56,8 28,8 T. Roddo apice (S1) 0,52 39,8 19,0 52,8 25,2 58,6 27,9 63,7 30,4 70,9 34,8 T. Roddo ponte (S2) 0,66 46,7 31,2 61,3 41,0 68,0 45,5 74,0 49,5 82,1 55,0 T. Roddo foce (S3) 0,73 49,9 32,8 65,2 42,8 72,5 47,6 78,8 51,7 87,4 57,4 Rio Monti 0,21 21,5 2,3 29,9 3,2 32,8 3,6 35,7 3,9 40,1 4,4 Rio Selvalunga apice (S4) 0,40 33,1 12,7 44,6 17,1 49,3 18,9 53,6 20,5 59,8 22,9 Rio Selvalunga foce (S5) 0,43 35,1 13,8 47,1 18,5 52,1 20,5 56,6 22,3 63,1 24,8 Rio Valeggio 0,20 21,0 3,4 29,2 4,8 32,1 5,3 34,9 5,7 39,2 6,4 VI° Senza nome 0,16 16,7 0,5 23,7 0,6 25,9 0,7 28,2 0,8 31,8 0,9 Rio Gabuso 0,22 21,9 1,6 30,4 2,3 33,4 2,5 36,2 2,7 40,7 3,0 Rio Rosmini 0,17 18,3 0,6 25,7 0,9 28,3 1,0 30,8 1,1 34,7 1,2 Rio Falchetti 0,27 25,7 4,8 35,2 6,6 38,7 7,3 42,1 8,0 47,2 8,9 VII° Senza nome 0,29 27,1 5,1 37,0 7,0 40,7 7,7 44,3 8,3 49,6 9,3 Rio Berta 0,30 27,5 4,2 37,5 5,7 41,3 6,3 44,9 6,9 50,3 7,7 T. Crèe 0,62 45,0 17,0 59,3 22,4 65,8 24,9 71,5 27,1 79,5 30,1 T. Fiumetta 0,45 36,1 9,9 48,2 13,2 53,4 14,7 58,0 15,9 64,7 17,8 Rio Morasca Miseria 0,25 24,4 4,0 33,6 5,6 36,9 6,1 40,2 6,7 45,0 7,5 Rio Ostino 0,31 28,2 4,3 38,4 5,9 42,4 6,5 46,1 7,0 51,5 7,9 Rio Percareccia 0,26 24,6 1,8 33,8 2,4 37,2 2,7 40,4 2,9 45,3 3,3 Rio Ranco 0,53 40,5 9,3 53,7 12,4 59,5 13,7 64,7 14,9 72,0 16,6 Rio Roggetta 0,36 30,9 5,2 41,8 7,0 46,2 7,1 50,2 8,4 56,1 9,4 Rio Ronco 0,12 14,8 0,3 21,1 0,5 23,1 0,5 25,1 0,6 28,4 0,6 Rio della Sacca 0,49 38,3 6,8 51,0 9,1 56,5 10,0 61,5 10,9 68,4 12,2 Rio Sale 0,17 18,9 1,9 26,6 2,7 29,1 3,0 31,7 3,2 35,6 3,7 Rio Vignolino 0,13 15,2 0,7 21,7 0,9 23,7 1,0 25,7 1,1 29,1 1,3 Rio Vignolo 0,19 20,0 0,7 28,0 0,9 30,7 1,0 33,4 1,1 37,5 1,3

Tabella n. 5 – Tempi di corrivazione, pioggia critica e portate di massima piena dei bacini esaminati

utilizzando i parametri “a” ed “n” ricavati da Isoli e Sassi

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20 100 200 500 Pc Q Pc Q Pc Q Pc Q

R. Rampolino 42,78 20,9 54,88 26,8 60,04 29,4 66,79 32,7 T. Roddo 43,09 28,3 72,86 47,8 79,66 52,3 88,67 58,2 R. Selvalunga 43,03 16,9 59,08 23,3 64,63 25,4 71,91 28,3 T. Crèe 53.47 20.1 68.61 25.8 75.05 28.2 83.60 31.4

Tabella n. 6 – Pioggia critica e portate di massima piena dei bacini principali utilizzando i parametri “a” ed “n”

ricavati col metodo della regionalizzazione Si può osservare, dal confronto tra i valori ricavati con le due diverse metodologie, per i corsi d’acqua aventi tempi di corrivazione non molto inferiori a 1 ora, come le portate di massima piena ottenute siano del tutto paragonabili poiché presentano variazioni non superiori al 10%. 6.3. CARATTERISTICHE IDRAULICHE DEL LAGO MAGGIORE È noto che i colmi di piena del Lago Maggiore presentano tempi di ritardo sui massimi afflussi dell'ordine di 12-36 ore. La valutazione degli afflussi critici è quindi relativa alle precipitazioni massime di analoga durata. Per il bacino imbrifero del Lago Maggiore esistono studi specifici molto validi, a cura del C.N.R. Istituto di Idrobiologia e, in particolare, esiste una "Carta delle precipitazioni massime di 1 giorno" a cura di A. Carollo, F. Contardi, V. Libera, A. Rolla, che prende in esame il periodo di osservazione 1921-1980 e che è da considerarsi tuttora valida. La piena del settembre - ottobre 1993 La piena dell’autunno 1993 ha presentato una serie prolungata di alti livelli, con tre colmi consecutivi; il primo di questi colmi ha portato il livello lacustre fino a 196.81 m s.l.m. alla mezzanotte del 25/9/93; le fasi di maggior crescita del livello sono avvenute nel pomeriggio e nella serata del 24/9/93 con velocità di risalita dell’acqua di 7-8 cm/ora. La diminuzione di livello dopo il primo colmo, così come dopo i successivi, è avvenuta con velocità di circa 1 cm/ora. Le successive piogge hanno portato ad un secondo colmo, con massimo di 196.71 m s.l.m. alle ore 8 del 3/10/93. A partire dal giorno 6/10/93 ulteriori precipitazioni fanno innalzare ancora il livello lacustre fino ad una quota di 197.50 m s.l.m. (ore 12 del 9/10/93) con velocità di punta di 10 cm/ora nel tardo pomeriggio del giorno 8/10/93; dopo un piccolo periodo di decremento si ha il definitivo colmo a 197.61 m s.l.m. alle ore 20 del 14/10/93. La piena dell’ottobre 2000 Nei giorni 14-15-16 ottobre 2000, a seguito eccezionali precipitazioni su tutto il bacino del Lago Maggiore, avvenute con particolari intensità nella parte montana del bacino del Fiume Toce, si sono verificati deflussi altrettanto eccezionali nella zona terminale e deltizia del fiume stesso, nonché, di conseguenza, elevatissimi livelli idrometrici del Lago Maggiore che ha raggiunto la quota di 197.94 m s.l.m. alle ore 23.30 del giorno 16 ottobre, da considerarsi il livello più elevato a partire dalla storica piena del 1868, anno in cui peraltro il Lago Maggiore aveva raggiunto la ragguardevole quota di 199.81 m s.l.m. La risalita di livello del lago è stata lineare, con un aumento pressoché continuo di 4-5 cm/ora, senza punti di flesso; la piena del 1993, al contrario, era costituita da tre risalite, intervallate da periodi di stasi. Del resto le precipitazioni del 1993 si erano sviluppate su un periodo di tre settimane, mentre nell’ottobre 2000 l’evento è risultato concentrato in pochi giorni. Dopo il colmo, il livello del lago ha cominciato a scendere con una diminuzione media di 1 cm/ora.

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Fenomeni di magra Per quanto riguarda le magre, la regolazione all'incile attraverso la diga della Miorina ha avuto un effetto benefico e si può ritenere ai fini pratici che il livello lacustre non possa scendere sotto la quota 192.00 m s.l.m. se non all'incirca una volta al secolo; le variazioni nelle magre sono infatti meno vistose di quelle delle piene. La media delle magre è di circa 193.00 m s.l.m. e si verifica ogni 1-2 anni; la quota 192.50 m s.l.m. è superata ogni 5-6 anni; la quota 192.10 m s.l.m. è superata mediamente ogni 20 anni. Analisi statistica e probabilistica dei livelli lacustri Piene storiche del Lago Maggiore L’analisi è stata condotta su varie serie di diverso livello di affidabilità: a) Periodo 1177 - 1828 L’analisi del C.N.R. è basata su cronache locali e solo su piene importanti. Indicativamente risulta che il superamento della quota 197.50 possedeva tempo di ritorno secolare, ma anche che la piena massima aveva raggiunto l’incredibile quota di 203.67 m s.l.m. b) Periodo 1829 - 1867 Corrisponde al primo periodo di misura dell’idrometro di Sesto Calende. Il periodo è troppo breve per poter trarne considerazioni statistiche se non quelle esposte al punto seguente. c) Periodo 1868 - 1942 Viene esaminato separatamente dal precedente in quanto si ritiene che la piena del 1868 abbia causato un abbassamento dell’incile a Sesto Calende; in effetti confrontando i due periodi risulta che i tempi di ritorno delle piene sono lievemente aumentati dopo il 1868. d) Periodo 1942 - 1951 Questo breve periodo, poco significativo sul piano statistico, inizia con la messa in funzione della diga di Miorina e termina con l’inizio del funzionamento dell’idrometrografo di Pallanza. e) Periodo 1952 - 2000 Rappresenta il periodo più ricco di misure precise e affidabili. L’analisi degli eventi di superamento non evidenzia per altro significative differenze con i periodi precedenti presi nel loro complesso.

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Nella tabella allegata si riportano in modo riassuntivo gli eventi storici di superamento di quote con intervallo di 0.5 m, i livelli massimi raggiunti in ogni periodo e i relativi tempi di ritorno (espressi in anni) calcolati per ciascuna serie.

Periodo 1177-1828Cronache locali

Periodo 1829-1867Sesto Calende

Periodo 1868-1942Sesto Calende

Periodo 1943-1951 Sesto Calende

Periodo 1952-2000Pallanza

Quote m.s.l.m. Eventi Tempi di

ritorno Eventi Tempi di ritorno Eventi Tempi di

ritorno Eventi Tempi di ritorno Eventi Tempi di

ritorno 204.00 max 203.67 203.00 202.00 201.00 200.00 max 199.81 199.00 198.00 max 197.65 max 197.94 197.50 7 93.1 1 39 1 75 2 24 197.00 6 6.5 3 25 max 196.65 2 21 196.50 11 3.5 8 9.4 2 4.5 7 6 196.00 14 2.8 18 4.2 2 4.5 16 2.6 195.50 31 2.4 3 3 26 1.6 195.00 39 1.9 5 1.3 194.50 194.00 193.50 193.00

Tabella n. 7 – Eventi di superamento, livelli massimi raggiunti e relativi tempi di ritorno Utilizzando, attraverso medie pesate, i dati dei vari periodi, vengono schematizzati nel modo seguente i tempi di ritorno di superamento dei livelli secondo intervalli di 0.5 metri:

Livelli (m s.l.m.) Tempi di ritorno (anni) 198.00 >100 197.50 24-75 197.00 10-25 196.50 5-10 196.00 3- 5 195.50 2- 3 (piena ordinaria) 195.00 1- 2 194.00 Quota media

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È stata anche eseguita un’analisi dei livelli di massima piena misurati alla stazione di Pallanza nel periodo 1952-2000. La correlazione di Gumbel ricavata dall’analisi di tali dati (vedi tabella e grafico allegati) è risultata notevolmente coerente con le medie dei vari periodi, a conferma che non vi sono state significative variazioni dei fenomeni negli ultimi secoli. In particolare si può osservare che per entrambe i tipi di analisi, al superamento della quota 198.00 m s.l.m. è possibile attribuire un tempo di ritorno di 100 anni. Secondo tale elaborazione il livello di 197.61 m s.l.m. avutosi nel 1993 deve considerarsi a tempo di ritorno quarantennale, mentre il livello di 197.94 dell’ottobre 2000 risulta riferibile ad un tempo di ritorno di circa 75 anni.

Tabella n. 8 – Livelli al colmo di piena, estrapolazione Gumbel

Per quanto riguarda i tempi di sommersione viene riportata qui di seguito la tabella del C.N.R., relativa al periodo 1952-1990.

Livelli Durata % Durata cumulativa % > 196.0 0.37 0.37

195.00 - 196.00 1.99 2.36 194.50 - 195.00 4.20 6.56 194.00 - 194.50 30.59 37.15 193.50 - 194.00 41.57 78.72 193.00 - 193.50 12.47 91.59 192.50 - 193.00 7.83 99.02 192.00 - 192.50 0.98 100.00

Per quanto riguarda le magre si riporta la seguente tabella indicativa.

Livelli (m s.l.m.) Tempi di ritorno (anni) 194.00 Quota media 193.00 1-2 192.50 5-6 192.10 20-50

Si ribadisce ancora che tutti i dati riportati sono basati sulla quota assoluta dello zero idrometrico dell’idrometrografo di Pallanza e che qualsiasi riferimento ad altri idrometrografi deve essere valutato attentamente, in quanto esistono significative differenze di quote assolute: quello di Locarno è, ad esempio, basato sulla rete geodetica svizzera che risulta di circa 30-40 cm superiore a quella italiana (la piena del 1993 è stata registrata, infatti a

Massimi annuali

T. ritorno Livelli(anni) (m s.l.m.)2.33 195.5510 196.6720 197.1550 197.78100 198.25200 198.71300 198.99400 199.18500 199.30

LIVELLI AL COLMO DEL LAGO MAGGIOREEstrapolazione (Gumbel) dai massimi annuali

Periodo 1952-2000

y = 195.02x0.0033

194

195

196

197

198

199

200

0 100 200 300 400 500Tempo di ritorno (anni)

Live

lli (m

s.l.

m.)

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Locarno come 197.24 m s.l.m. contro 197.61 m s.l.m. a Pallanza, con una differenza di 37 cm). A questo fatto si aggiungono le differenze del pelo dell’acqua causate dal gradiente piezometrico in corrispondenza di piene o di sesse che producono dislivelli di ordine decimetrico. In accordo con quanto stabilito con la Direzione Opere Pubbliche – Settore Difesa del Suolo per le verifiche di compatibilità idraulica riguardanti i comuni di Baveno, Cannero Riviera, Lesa, Belgirate e Verbania, le aree allagabili in occasione di innalzamenti eccezionali del livello lacustre, sono state classificate come aree EmA a pericolosità media moderata visto la tipologia del fenomeno dissestivo, caratterizzato da battenti pluridecimetrici e da energia nulla. 7. METODOLOGIA DI ANALISI DELLA PERICOLOSITÀ SULLE CONOIDI ALLUVIONALI E NELLE AREE INTERESSATE DA DINAMICA TORRENTIZIA 7.1. DEFINIZIONE DI PERICOLOSITÀ La definizione della pericolosità più largamente accettata in ambito scientifico è quella proposta da Varnes et al. (1984) secondo la quale la pericolosità è la “probabilità di occorrenza di un fenomeno potenzialmente pericoloso in un determinato intervallo di tempo e in una certa area”; tale definizione esprime in modo esplicito il concetto di spazialità e temporalità del fenomeno naturale, e soltanto in modo implicito il concetto di intensità o magnitudo, ovvero la dimensione del fenomeno stesso. Altri autori (Fell, 1994; Finlay et al. 1997) esplicitano questo aspetto definendo la pericolosità come “il prodotto della probabilità di occorrenza di un certo fenomeno in una certa area per la magnitudo del fenomeno stesso”. Per inciso, la zonazione della pericolosità utilizzata nella D.G.R. n. 45-6656 del 15-7-2002 si discosta dalle definizioni sopra citate, poiché tende ad equiparare la pericolosità con l’energia del processo dissestivo; in tale classificazione quindi, utilizzata nella “Carta geomorfologica e del dissesto – Geo 3” si parlerà di energia come sinonimo di pericolosità.

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7.2. METODI DI ANALISI: CARATTERISTICHE E LIMITI La valutazione della pericolosità si basa su alcune considerazioni fondamentali: a) i fenomeni potenzialmente pericolosi accadono più probabilmente in condizioni

geologiche, geomorfologiche, idrologiche e meteoclimatiche simili a quelle che già in passato avevano indotto episodi di dissesto nelle stesse aree o in aree con caratteristiche simili; tale considerazione necessita comunque di una lettura critica perché se è vero che certi fenomeni si verificano più probabilmente laddove sono già avvenuti in passato, è altrettanto vero che vanno sempre tenute nel giusto conto le possibili mutazioni delle condizioni morfoclimatiche del territorio e quelle indotte dall’azione antropica;

b) a livello di principio si può affermare che le condizioni che possono causare un evento

pericoloso possono essere determinate in modo empirico, statistico e deterministico; in realtà soltanto alcuni dei fattori che determinano lo sviluppo degli eventi dissestivi possono al momento essere rilevati, misurati e calcolati, con gradi di accuratezza peraltro molto variabili a seconda del tipo di parametro e del tipo di fenomeno studiato;

c) il fenomeno pericoloso lascia tracce e genera forme che possono essere riconosciute

entro un certo intervallo di tempo, con rilevamento sul terreno o fotointerpretazione. Ciò che viene richiesto nel processo che porta ad una valutazione della pericolosità è la quantificazione della probabilità di accadimento dell’evento sia a livello spaziale sia temporale; in particolare sarà necessario realizzare le seguenti previsioni (Hartlen e Viberg, 1988; Regione Lombardia, 2001): - previsione del tipo di fenomeno dissestivo che può aver luogo nell’area in esame; - previsione dell’intensità che dovrebbe contemplare la parametrizzazione di grandezze

quali velocità del flusso, portata massima, energia cinetica, ma che per il trasporto in conoide si identifica con il volume massimo prevedibile (magnitudo);

- previsione dell’evoluzione: distanza di propagazione, espansione laterale, variazione nello spazio delle grandezze del punto precedente;

- previsione spaziale: dove si può verificare un certo fenomeno; - previsione temporale: quando si può verificare un certo fenomeno. L’approccio a tali problematiche può essere, in linea di principio, di tre tipi: - geomorfologico con valutazione empirica; - statistico; - deterministico. Nella letteratura scientifica degli ultimi 20 anni sono stati numerosi i tentativi di elaborare metodologie per la zonazione della pericolosità sulle conoidi, la maggior parte delle quali hanno carattere geomorfologico e quindi qualitativo; solo recentemente sono state proposte procedure di zonazione basate su modelli fisici dei meccanismi di propagazione delle colate detritiche lungo le conoidi, soprattutto attraverso elaborazioni di back analysis di eventi alluvionali. Al momento attuale comunque, non esistono modelli in grado di permettere precise valutazioni di parametri fondamentali quali le portate di picco attese per eventi di debris flow (assolutamente non agevole collegare tali valori a determinati tempi di ritorno al fine di ottenere le probabilità di accadimento; manca infatti al momento una affidabile modellizzazione fisica in grado di mettere in relazione l’innesco di fenomeni di instabilità gravitativa a eventi meteoclimatici con un determinato tempo di ritorno nonché di legare

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valori di piena con determinati tempi di ritorno a portate di picco derivanti da eventi impulsivi e casuali come i flussi di detrito a loro volta connessi con la formazione di frane che interessano la rete idrografica: in pratica non si è ancora in grado di valutare il fattore temporale presente nella definizione di pericolosità), le proprietà reologiche di tali misture e quindi le loro modalità di propagazione e di dissipazione dell’energia cinetica. I principali metodi a carattere geomorfologico, quali quelli di Aulitzky (1982), Kellerhals e Church (1990) e FEMA (1996), oltre a sottolineare l’identificazione della tipologia di trasporto caratteristica, prendono in considerazione vari parametri morfometrici nonché le caratteristiche geomorfologiche della conoide e sedimentologiche dei depositi: nel caso di Aulitzky, è prevista anche una quantificazione precisa del ruolo di ciascun parametro mediante l’adozione di valori di riferimento. In sostanza tali metodologie richiedono implicitamente una interpretazione individuale dei vari fattori, proprio perché la complessità dei fenomeni indagati è tale da non poter prescindere da valutazioni soggettive. Si ritiene quindi, in accordo con altri autori (per esempio Ceriani et al. 1998), che, per minimizzare la soggettività nel processo di valutazione della pericolosità, non si possa prescindere dalla raccolta di dati sugli eventi storici che hanno interessato la zona oggetto di studio, dal riconoscimento delle tipologie di trasporto in conoide, dalla stima delle magnitudo, dall’esecuzione di rilievi geomorfologici di dettaglio che tendano a riconoscere le caratteristiche e gli elementi in grado di interagire e condizionare i deflussi in alveo e in conoide. Sulla base di tali risultati nonché sulle valutazioni circa la validità e lo stato delle eventuali opere di difesa presenti, si può ipotizzare uno o più scenari di dissesto e conseguentemente fare una valutazione a carattere empirico dei livelli di pericolosità in conoide. 7.3. RACCOLTA DATI DI EVENTI STORICI DI DISSESTO TORRENTIZIO Purtroppo tale lavoro di fondamentale importanza per la zonazione della pericolosità legata all’attività dei corsi d’acqua è fortemente ostacolato dalla scarsità e frammentarietà delle informazioni reperibili. Le fonti maggiormente affidabili sono senza dubbio i libri su Stresa e il Vergante realizzati da G. Buschini e L. Bertani negli anni ottanta e le pubblicazioni storiche del De Vit nella seconda metà dell’800. Tali autori hanno attinto soprattutto dagli archivi storici parrocchiali e del comune di Stresa, il quale però fornisce notizie affidabili solo a partire dai primi decenni del XIX secolo. Dall’esame delle citate pubblicazioni si ricava che il T. Crèe è stato coinvolto in numerosi eventi alluvionali: nel 1601, 1640, 1705, 1755 (danni alla chiesa parrocchiale e al cimitero), 1772 (danni alla chiesa parrocchiale e al cimitero), 1827, 1829 (danni alla chiesa parrocchiale e al cimitero), ottobre 1873 (invasione di case, strade e danni ai ponti e ai campi; attivazione anche dei rii Pizzo e Fiumetta). L’evento alluvionale maggiormente documentato che ha coinvolto il territorio di Stresa, ha avuto luogo nella notte tra il 13 e 14 agosto 1924; in particolare si legge nell’opera di G. Buschini che “…parte del cimitero di Someraro veniva demolito da una frana e le salme asportate e travolte per centinaia di metri dalle onde limacciose della valanga….A Someraro era andato distrutto anche il lavatoio. Il cimitero di Levo e la strada Levo-Panorama avevano subito gravi danni.” Tuttavia fu il centro storico di Stresa quello più pesantemente coinvolto nell’alluvione; infatti “Alle prime grida di allarme, molti volenterosi erano accorsi a portar aiuto là, dove l’acqua aveva rapidamente raggiunto oltre i sessanta centimetri d’altezza ed era entrata nelle case…….L’acqua che affluiva minacciosa dalla

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collina aveva raggiunto in breve l’altezza di due metri….Il Crèe e la Fiumetta erano straripati e si erano riversati per le vie di Stresa con incontenibile impeto trasportando fanghiglia e disseminando ovunque detriti di ogni genere. La strada del Collegio, cioè l’attuale via Manzoni, non aveva più alcun sembiante di via. Anche via Cavallotti, l’attuale via Roma e la via Giordano Bruno, ora via De Vit, erano apparse ai primi bagliori dell’alba devastate ed irriconoscibili. Danni rilevanti anche in via Principessa Margherita, in via Principe Tommaso ed in altre vie”. Analizzando le vie citate nella pubblicazione si può ipotizzare che in realtà ad essere attivato con il T. Crèe sia stato il Rio Berta, il cui corso è parallelo a via Manzoni, piuttosto che il T. Fiumetta, localizzato a nord del T. Crèe. Per quanto riguarda altri corsi d’acqua al tempo esterni ai centri abitati ma che ora interessano aree urbanizzate successivamente, le notizie risultano essere molto più scarse e frammentarie; le schede della Banca Dati Geologica riportano per il Riale Croddo (probabilmente il T. Roddo) sovralluvionamento dell’alveo con fuoriuscita in destra nell’ottobre 1823 a monte di un non meglio specificato ponte (probabilmente corrispondente a quello dell’attuale S.S. n. 33); a seguito di tale episodio è stato realizzato un argine in destra. Sempre dalla Banca Dati viene segnalata in data 5-6-1823 una frana in sinistra del Riale Fraccia con conseguente esondazione in sinistra “in corrispondenza del ponte della regia strada del Sempione tra Stresa e Baveno”: tale nome non è riportato nelle mappe catastali e nelle altre cartografie di riferimento (I.G.M., C.T.R.), pertanto non è stato possibile localizzare il dissesto. 7.4. DETERMINAZIONE DEL MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO Trasporto di fondo (bed load), debris flood (letteralmente “inondazione di detriti”, cioè flusso di un fluido ipercritico con ancora comportamento reologico di tipo newtoniano) e debris flow (flusso di detriti non-newtoniano) sono i principali processi che contribuiscono alla progressiva edificazione di una conoide. La differenza tra queste tre categorie di processi è essenzialmente determinata dalla differenza nella concentrazione relativa dell’acqua rispetto alla frazione solida. Infatti l’incremento nella proporzione relativa della parte detritica induce un progressivo incremento nella viscosità e nella resistenza agli sforzi di taglio della mistura, che conseguentemente assume comportamenti dinamici molto differenti. Inoltre, le tre classi includono fenomeni che hanno luogo lungo diversi settori del bacino imbrifero (fasce spondali, colatori affluenti, alveo principale, ecc.) o che hanno luogo nello stesso settore in presenza di condizioni di innesco differenti (elevate portate liquide, eventi piovosi brevi ed intensi in areali limitati, disponibilità di sedimenti, ecc.). La combinazione e la variabilità sia nel tempo sia nello spazio, di questi processi geomorfologici e delle condizioni geologiche e climatiche, complicano l’evoluzione delle conoidi alluvionali. La descrizione di tutti questi fattori, l’identificazione dei processi di trasporto e di deposizione, la stima della magnitudo massima prevedibile nonché il suo tempo di ritorno, sono gli elementi primari e fondamentali per la valutazione della pericolosità nelle conoidi alluvionali. Per la determinazione del tipo di processo, sono state adottate due metodologie di analisi: la prima di carattere descrittivo si basa sul rilievo delle caratteristiche geologiche e geomorfologiche del bacino e della conoide, con rilievi di dettaglio dell’alveo principale e determinazione delle caratteristiche sedimentologiche dei depositi presenti sia in ambito montano sia in conoide; la finalità di tale analisi è quella di permettere una valutazione della quantità e delle caratteristiche dei sedimenti disponibili in alveo e sulle fasce spondali, la

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presenza e l’attività di frane, l’entità dei fenomeni erosivi in alveo, la presenza e le caratteristiche di antichi depositi torrentizi in alveo e in conoide. La seconda metodologia prende in considerazione i parametri morfometrici del bacino e della conoide ed indici ad essi associati, mettendoli in relazione sulla base dei risultati di analisi statistiche, al fine di fornire in prima approssimazione la tipologia dei processi torrentizi che sono responsabili della formazione delle conoidi alluvionali. Nella letteratura scientifica appare consolidata la possibilità di distinguere conoidi formate da processi di bed load da conoidi da debris flow attraverso la relazione tra il numero di Melton (Mb) e la pendenza della conoide (Pc); tale relazione (rappresentata nel diagramma di Fig. 1), si presenta come una semplice funzione Pc= a Mbb dove a e b sono costanti tipiche di ogni area. Mb può essere considerato una misura del gradiente attraverso il quale il materiale si muove verso la conoide (più inclinato è il profilo vallivo, più alto è il valore di Mb); inoltre tale gradiente influenza la possibilità di innesco di debris flow (più acclive è il pendio, maggiori sono le possibilità di debris flow). Tale metodologia non è però in grado di dare informazioni sicure sulle conoide miste, cioè interessate sia da bed load sia da debris flow, ne di discriminare le conoidi soggette a processi di debris flood (fluido iperconcentrato). Verrà quindi utilizzata la classificazione proposta da Marchi et al. (1993) che prevede una ripartizione delle conoidi in: conoidi edificate da debris flow, conoidi edificate da trasporto solido torrentizio e conoidi di tipo misto a cui hanno contribuito i due tipi di eventi indicati precedentemente. Appartengono alla categoria dei bacini a rischio di debris flow e/o debris flood quelli caratterizzati da valori indice di Melton e della pendenza S del conoide (espressa in gradi), tali da soddisfare la disequazione:

S > 7 – 14 Mb È possibile considerare la tipologia dei fenomeni alluvionali ai quali è soggetto un conoide, mettendo in relazione l’indice di Melton e la pendenza dei conoidi: inserendo in un diagramma cartesiano tali dati, si ottiene una ripartizione dei processi costitutivi dei conoidi in tre classi: conoidi da debris flow, da trasporto solido e di tipo misto. Il grafico seguente evidenzia il campo in cui ricadono le conoidi presenti nel territorio del comune di Stresa, compresa la porzione corrispondente al T. Crèe, benchè l’intensa urbanizzazione possa avere modificato la pendenza della conoide:

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Fig. 1 – Distribuzione delle conoide dei rii in esame in relazione all’indice di Melton e alla pendenza delle conoidi

Dal diagramma di può osservare come le conoidi dei rii Selvalunga, Rampolino, Ostino e della Sacca ricadano chiaramente nel campo delle conoidi edificate principalmente da fenomeni di debris flow, mentre le conoidi dei torrenti Roddo e Fiumetta siano da considerarsi conoidi miste e la conoide del T. Crèe sia posta al limite tra le conoidi miste e quelle da trasporto di fondo. Tale diagramma può dare una prima discrimazione della tipologia dei processi torrentizi responsabili dell’edificazione delle varie conoidi anche se per una reale determinazione del meccanismo di trasporto solido, risulta fondamentale l’analisi sedimentologica dei depositi alluvionali torrentizi di ciascun corso d’acqua. 7.5. METODI PER LA DETERMINAZIONE DELLA MAGNITUDO PER EVENTI ECCEZIONALI Nell’analisi della pericolosità delle conoidi alluvionali riveste particolare importanza la determinazione delle magnitudo massime prevedibili in caso di eventi di piena eccezionale; essa è esprimibile come il massimo volume di materiale detritico trasportabile durante l’evento. Esistono essenzialmente due metodi per una valutazione di tale parametro: - metodi empirici di inviluppo: sono in grado di fornire una stima dei massimi volumi

detritici per piccoli bacini basandosi su alcuni parametri del bacino e/o della conoide; questi criteri si esprimono attraverso semplici formule ricavate su campioni di dati relativi a particolari regioni geografiche aventi caratteristiche meteoclimatiche e geologiche omogenee. Di conseguenza i risultati andranno utilizzati molto cautelativamente nel momento in cui venissero utilizzati in altre zone con peculiarità differenti;

- metodi semi-empirici correlativi: utilizzabili per la previsione delle magnitudo (espresse come volumi) e basati su procedure di tipo statistico (per esempio analisi statistiche multivariate) che determinano la forma analitica delle espressioni e in alcuni casi, stabiliscono quali fra le variabili relative alle caratteristiche del bacino sono significative ai fini del calcolo dei volumi delle colate.

Nella presente relazione verranno presi in considerazioni solamente i secondi, giudicati più affidabili. In particolare, le espressioni maggiormente significative ed affidabili sono quelle

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di Kronfellner-Kraus (1985), D’Agostino et al. (1996), Bianco e Franzi (1999) e Crosta et al. (2000), tutte ricavate con studi su un elevato numero di conoidi in ambiente alpino per bacini di medie e piccole dimensioni interessate da eventi di debris flow o di debris flood. In particolare le relazioni utilizzate sono le seguenti: a) Kronfellner-Kraus (1985) M = (Kl e-KA) A i dove: A= superficie del bacino all’apice di conoide (km2) Kl e K= fattori di torrenzialità che dipendono dalle caratteristiche del bacino i= pendenza media dell’intera asta torrentizia (%) b) D’Agostino et al. (1996) M1 = 39 A S1.5 (I.G.) (I.T)-0.3 A= superficie del bacino all’apice di conoide (km2) S= pendenza media dell’intera asta torrentizia (%) I.G.= indice geologico dipendente dai litotipi costituenti il bacino I.T.= indice di trasporto basato sulla classificazione di Aulitzky (per debris flow= 1) c) Bianco e Franzi (1999) M= 14000 A i(1,5-i) I.G.(1+0,1*I.G.) dove: A= superficie del bacino all’apice di conoide (km2) i= pendenza media dell’intera asta torrentizia (%) I.G.= indice geologico dipendente dai litotipi costituenti il bacino d) Crosta et al. (2000) M = 1000 K A Mb

0.8 S (1/IF2) dove: A= superficie del bacino all’apice di conoide (km2) S= pendenza del collettore in conoide (%) Mb= indice di Melton K= valore derivante dalla tipologia di trasporto (per debris flow= 5.4) I.F.= indice di frana

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Di seguito, all’interno della tabella, sono riportati i risultati ottenuti dall’applicazione ai bacini che interessano le parti urbanizzate del comune di Stresa, dei più noti metodi per il calcolo della magnitudo di un evento alluvionale (le magnitudo sono espresse in m3):

Crosta et al. (2000)

D’Agostino et al. (1996)

Kronfellner-Kraus (1984)

Bianco e Franzi (2000)

II° Senza nome 527 2260 2069 2468 III° Senza nome 2603 5840 5283 6363 R. Rampolino 23019 24667 29639 24948 T. Roddo apice (S1) 10669 21268 29711 21520 R. Monti 3498 4076 4408 4274 R. Selvalunga apice (S4) 23378 25847 28537 26992 R. Gabuso 716 2101 2481 2281 R. Rosmini 250 572 752 616 R. Berta 2442 4461 6479 4283 T. Crèe 10418 21113 28297 21461 T. Fiumetta 5921 13885 18166 14463 R. Morasca Miseria 5110 5286 6501 5452 R. Ostino 6800 5844 7372 5944 R. della Sacca 4014 6907 10058 6731

Tabella n. 9 – Magnitudo dei principali rii di Stresa ricavate con metodi semi-empirici correlativi

7.5.1. CONSIDERAZIONI SUI RISULTATI OTTENUTI DAI VARI MODELLI I risultati ricavati indicano una contenuta variabilità nei valori, se non per alcuni casi (quale ad esempio il T. Crèe) confermando una maggiore affidabilità rispetto ai metodi semi-empirici correlativi in quanto tali metodi forniscono valori affidabili solo e strettamente per la zona oggetto dello studio scientifico. Si osserva in particolare come il metodo di Crosta et al. tenda a fornire risultati inferiori a volte anche di due terzi rispetto agli altri metodi. Si è quindi considerato come valore attendibile per le magnitudo massime riferite ad ogni corso d’acqua, la media tra i risultati. Appare doveroso specificare che per i rii Berta, Gabuso e Rosmini non è stato possibile identificare la presenza di veri e propri apparati conoidali, interpretando quindi la parte terminale del corso di tali rii come una zona di espansione torrentizia probabilmente impostata su una morfologia precedente caratterizzata da scarsa pendenza; anche per il T. Crèe non è agevole riconoscere i limiti della zona di conoide sia perché coalescente con la conoide del T. Fiumetta e con la zona di espansione torrentizia dei rii Berta, Gabuso e Rosmini sia per l’intensa urbanizzazione; di conseguenza nei metodi che utilizzano per i calcoli della magnitudo massima i parametri morfometrici della conoide, in particolare la pendenza, è stato inserito un valore medio della acclività presente nella zona meridionale del centro storico di Stresa.

Valore medio II° Senza nome 1831 III° Senza nome 5022 R. Rampolino 25568 T. Roddo apice (S1) 20792 T. Roddo apice attiva R. Monti 4064 R. Selvalunga apice (S4) 26163 R. Gabuso 1895 R. Rosmini 547 R. Berta 4416 T. Crèe 20322

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T. Fiumetta 13109 R. Morasca Miseria 5587 R. Ostino 6490 R. della Sacca 6927

Tabella n. 10 – Valori medi di magnitudo dei principali rii di Stresa

I valori ricavati sono indicativi di un ordine di grandezza della magnitudo dei diversi corsi d’acqua e conseguentemente sono utili per individuare la loro pericolosità ai fini pianificatori; essi però non possono essere utilizzati ai fini progettuali (per esempio per opere di difesa) poiché rappresentano una espressione solo della potenzialità detritica dei vari bacini. Nei paragrafi successivi verranno analizzati puntualmente per i corsi d’acqua di maggior pericolosità che interessano le aree urbanizzate di Stresa, le caratteristiche sedimentologiche dei depositi e geomorfologiche della conoide, passo iniziale per determinare il meccanismo caratteristico di trasporto solido, e conseguentemente verrà eseguita una valutazione della pericolosità delle aree urbanizzate ipotizzando uno scenario di dissesto che sarà il risultato della sovrapposizione tra il fenomeno naturale di piena e trasporto solido e le opere che possono interferire o condizionare i deflussi naturali (opere di difesa, ponti, strade, ecc.) in alveo e in conoide. Va doverosamente precisato che le valutazioni sulla capacità di smaltimento dei deflussi di piena relativa alle varie sezioni di individuate da ponti, attraversamenti e tombinature, sono basate su stime empiriche che tengono conto per esempio della granulometria dei depositi torrentizi o della presenza di vegetazione in alveo o sulle sponde ma non su rigorose verifiche idrauliche in moto permanente. Allo stesso modo, l’individuazione delle aree interessate dalla propagazione dei deflussi esondati all’interno delle porzioni urbanizzate e le stime delle energie e conseguentemente della pericolosità, sono state effettuate attraverso criteri geomorfologici e l’analisi dei dati storici reperiti (in particolare quelle sull’alluvione dell’agosto 1924), senza l’ausilio di modelli fisici in grado di riprodurre simulazioni bidimensionali di deflusso in conoide. Come già precedentemente sottolineato, la zona su cui sorge il nucleo storico di Stresa interessata dalla presenza dei rii Fiumetta, Crèe, Berta, Gabuso e Rosmini, è di difficile interpretazione geomorfologica a causa della intensa urbanizzazione; è tuttavia ipotizzabile che i torrenti Fiumetta e Crèe abbiano edificato una conoide sia per il tipo di meccanismo di trasporto solido caratteristico, sia per l’osservazione su fronti di scavo di sedimenti clinostratificati (in particolare nella parte medio-distale della conoide del T. Fiumetta) nonché per alcune caratteristiche topografiche (zona del canale in rilievo rispetto ai fianchi). Pertanto le aree di pertinenza dei torrenti Fiumetta e Crèe sono state classificate come dissesti in ambiente di conoide ai sensi della D.G.R. n. 45-6656. Le zone interessabili dalla dinamica dei rii Berta, Gabuso e Rosmini sono state considerate come aree in dissesto soggette a dinamica torrentizia di tipo areale, sempre ai sensi della D.G.R. n. 45-6656.

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7.6. TORRENTE RODDO 7.6.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE L’analisi dei sedimenti che formano la conoide del T. Roddo risulta difficoltosa a causa dell’elevato grado di urbanizzazione dell’area e dalla difficoltà nel trovare spaccati che possano fornire una panoramica del tipo di materiale presente, pertanto questa analisi è stata svolta sui depositi esistenti lungo l’alveo attivo della conoide e le relative fasce spondali. Nel tratto a partire dall’apice fino alla confluenza del Rio Molino, si osservano depositi caotici, grossolani e in parte rielaborati dall’azione delle acque, si tratta di ghiaia con ciottoli, e rari massi con dimensioni massime dell’ordine di circa 1.5–2 m3 il grado di arrotondamento dei clasti è basso (angolosi o subangolosi) e la selezione è scarsa; allontanandosi dalla parte apicale, circa all’altezza del ponte ferroviario, si nota una diminuzione della granulometria, un passaggio a depositi di ghiaia con sabbia, con una diminuzione della percentuale dei ciottoli e delle dimensioni medie dei clasti. Nel tratto terminale della conoide, dopo il ponte della Strada Statale n. 33, il deposito è formato in prevalenza da sabbia con ghiaia, il grado di selezione è maggiore così come quello di arrotondamento, con presenza nelle porzioni più distali anche di clasti appiattiti. Plaghe di depositi sedimentati molto recentemente sono ben osservabili nel canale in conoide subito a monte del ponte ferroviario, si tratta di ghiaie con matrice sabbiosa grossolana piuttosto rilevante e sporadica presenza di massi con volumetria media di circa 0,5 m3. 7.6.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO Applicando la disequazione indicata precedentemente la conoide alluvionale del T. Roddo risulta essere stata edificata da processi sia di debris flow sia di trasporto di fondo (si veda la figura n. 1). Tali valutazioni sul tipo di trasporto caratteristico del corso d’acqua, sono confermate dall’analisi dei depositi presenti nell’alveo; in particolare nel tratto d’alveo in parte sovralluvionato a monte di via per Baveno, sono presenti abbondanti sedimenti ghiaioso ciottolosi con matrice sabbiosa e rari massi pluridecimetrici, scarsissimo arrotondamento e basso grado di selezione. La granulometria di tali sedimenti così come le loro caratteristiche tessiturali e sedimentologiche, fanno propendere per l’origine da un fluido iperconcentrato (debris flood) più che per un processo di trasporto di fondo. Sulla base delle caratteristiche dei depositi torrentizi nonché della morfologia dell’alveo è possibile ritenere che il meccanismo di trasporto solido specifico del T. Roddo sia il debris flood. La possibilità che si verifichino fenomeni di vera e propria colata detritica appare abbastanza scarsa e anche se tale eventualità dovesse avere luogo, è da ritenersi che la parte di conoide riattivabile (a valle del ponte di via per Baveno) possa essere raggiunta da un fluido ipercritico che rappresenta la coda della colata piuttosto che dal fronte della stessa, che tenderebbe a depositarsi in apice di conoide, dove è ragionevole prevedere l’impossibilità di fuoriuscite dall’incisione.

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Uno scenario di dissesto ipotizzabile nell’alveo del T. Roddo prende in considerazione una possibile parziale ostruzione dell’alveo causata dal materiale trasportato dal Rio Molino e/o dagli accumuli di frane provenienti dalle fasce spondali in conoide; l’effetto dell’abbattimento di questi sbarramenti effimeri, porterebbe ad impulsi di piena istantanei in grado di prendere in carico elevate quantità di materiale detritico e vegetale; anche per tale scenario, visto le ridotte pendenze dell’alveo in conoide e la larghezza dello stesso, appare più realistico ipotizzare l’innesco di un debris flood piuttosto che di una colata detritica. 7.6.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE 7.6.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La superficie dell’intera conoide alluvionale del T. Roddo (escludendo quella del suo affluente Rio Selvalunga) misura circa 0.33 km2, con una pendenza media lungo la bisettrice del 6%. L’acclività non particolarmente accentuata dell’edificio conoidale anche in zona apicale, potrebbe essere ricondotta alla granulometria non particolarmente grossolana dei sedimenti portati in carico dal T. Roddo, almeno per quanto riguarda gli ultimi eventi di piena significativi circa l’edificazione della conoide. A monte dell’apice di conoide il canale localizzato in un’incisione con fasce spondali fortemente asimmetriche: il fianco sinistro si presenta subverticale, costituito da roccia (micascisti e paragneiss), sporadicamente ricoperto da coltre eluvio-colluviale; il fianco destro risulta invece meno acclive e ricoperto in prevalenza da depositi glaciali o misti di versante. I motivi della marcata asimmetria dei due fianchi non sono stati approfonditi, ma potrebbero essere connessi agli effetti provocati dalla vasta ed antica DGPV del M.te Croce della Tola. L’immissione del torrente nella zona di conoide è rettilinea; l’alveo, che attraversa la conoide in zona centrale, è debolmente deviato verso destra alla confluenza del Rio Selvalunga (o Molino) probabilmente a causa della deposizione della conoide di quest’ultimo; la sezione naturale dell’alveo appare ampia fino al ponte ferroviario. Si può osservare una tendenza all’erosione laterale dei versanti soprattutto in destra nella zona in corrispondenza del campo sportivo; su tale sponda sono stati rilevati anche due scivolamenti superficiali la cui causa appare però principalmente legata alle acque ruscellanti provenienti dalla adiacente strada comunale. Poche decine di metri a monte del ponte stradale di via per Baveno (sigla SICOD Corepo007), si osserva un chiaro abbassamento delle fasce spondali, soprattutto in destra, e la tendenza al sovralluvionamento in alveo, causato anche dalla interferenza al deflusso del citato ponte; la diminuzione dell’altezza delle fasce spondali è indicativa del passaggio da una porzione di conoide non più attiva (coincidente con la parte medio-apicale dove il corso d’acqua ha inciso la propria conoide tanto da non poter più tracimare) ad una parte di conoide attiva, coincidente con il settore distale a valle del ponte di via per Baveno, dove soprattutto in destra sono tuttora possibili fuoriuscite. La conoide del T. Roddo è quindi definibile come conoide reincisa, con solo la porzione terminale tuttora geomorfologicamente riattivabile. Tracce di percorsi di deflusso delle acque tracimate sono rilevabili soprattutto nel settore geomorfologicamente attivo della conoide, sia in destra sia in sinistra.

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7.6.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO E IN CONOIDE Ponti Le opere trasversali che possono interferire col deflusso delle acque sono per il T. Roddo i ponti stradali e ferroviari. Il primo ponte partendo dall’apice di conoide (Corepo008), presenta un’ampia luce, per cui la sezione appare in grado di consentire il deflusso di portate liquide e solide derivate da fenomeni di piena eccezionali con elevata percentuale di trasporto solido. Il punto realmente critico appare essere il ponte di via per Baveno (Corepo007) posto a monte dell’attraversamento ferroviario; la scarsa sezione, peggiorata notevolmente dalla presenza di pile in alveo, fa si che tale manufatto si configuri come un punto di arresto dei detriti in carico con conseguente sovralluvionamento in alveo e fuoriuscita in destra, dove l’argine è stato tagliato al fine della realizzazione del ponte in parola. La sezione del ponte ferroviario (Corepo006) appare ampia e sufficientemente dimensionata, così come quello della S.S. n. 33. Del tutto insufficienti sono le sezioni di tutti i ponticelli localizzati nel tratto compreso tra la strada statale e il Lago Maggiore. Strade Le strade presenti nella porzione di conoide attiva in destra del corso d’acqua sono le strutture che condizionano la propagazione dei deflussi esondati. In particolare hanno un ruolo principale la porzione di via Principe di Piemonte che corre parallela all’alveo lungo la quale defluirebbero le acque tracimate, la strada statale del Sempione che raccoglie quanto defluito lungo la via Principe di Piemonte indirizzando i deflussi verso la parte meridionale della conoide e via Novara che potrebbe indirizzare una parte dei deflussi in direzione subparallela all’andamento dell’alveo. 7.6.3.3. OPERE DI DIFESA E REGIMAZIONE A partire dall’apice di conoide attiva (circa quota 220 m s.l.m.), sono presenti lungo entrambe le sponde due consistenti argini (Corear001 e Corear002); tale opera appare in grado di contenere anche le portate di piena maggiori; tuttavia all’altezza della spalla destra del ponte di via per Baveno, l’argine (Corear001) è stato in parte demolito per consentire la realizzazione della strada e del ponte stesso. La rottura della continuità dell’argine destro in corrispondenza di via per Baveno consente la fuoriuscita delle acque di piena miste a detriti e la loro propagazione lungo la parte destra della conoide. La briglia di recentissima realizzazione posta a tergo del ponte di via per Baveno, appare non sufficiente per la messa in sicurezza del ponte stesso. A partire dal ponte ferroviario, l’alveo del T. Roddo è completamente pavimentato (Coreca001) in massi con profilo trasversale “a corda molla”; tale opera, che presentava tratti danneggiati, è stata recentemente risistemata; essa ha lo scopo di migliorare il transito delle portate di piena evitando fenomeni erosivi al fondo.

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7.6.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE Lo scenario di dissesto considerato per la zonazione della pericolosità nella conoide del T. Roddo tiene conto di un evento alluvionale caratterizzato da innesco di fenomeni di debris flow o di debris flood, con conseguenti formazione di un fluido iperconcentrato, sovralluvionamenti ed ostacoli nel deflusso della piena in particolare nel tratto compreso tra la confluenza col Rio Molino e il ponte di via per Baveno; il punto di maggior criticità resta il ponte stradale la cui sezione di deflusso è assolutamente insufficiente e non in grado di smaltire le prevedibili portate di piena liquida e solida. L’eventuale flusso di esondazione, che come detto in precedenza, tracimerebbe in destra all’altezza del “taglio” nell’argine corrispondente alla via per Baveno, interesserebbe dapprima la strada che discende verso la S.S: n. 33 (via Principe di Piemonte) con corso parallelo all’alveo del T. Roddo e il parcheggio limitrofo, e poi defluirebbe lungo la strada statale stessa e le vie ad essa adiacenti che si attiverebbero come strade-alveo. L’area di pertinenza dell’alveo attivo è stata considerata nella “Carta geomorfologica e del dissesto” a pericolosità molto elevata non protetta, mentre le porzioni di conoide in destra a valle del ponte di via per Baveno, sono state considerate a pericolosità media non protette. 7.7. RIO SELVALUNGA (O RIO MOLINO) 7.7.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE Anche per il Rio Selvalunga l’osservazione dei depositi torrentizi è avvenuta essenzialmente nell’alveo e lungo le fasce spondali, vista l’urbanizzazione che ha interessato la conoide in esame. I sedimenti rilevati in alveo montano sono dati da ghiaie molto ciottolose con matrice sabbiosa, clast supported, con presenza di massi di dimensioni massime di circa 2 m3, caratterizzate da selezione nulla, talora con assetto caotico e da clasti poligenici scarsamente arrotondati. Non si sono osservati veri e propri cordoli a gradazione inversa e sono rari gli accumuli di massi metrici; tuttavia sono stati osservati ai margini dell’alveo attivo, spaccati di depositi torrentizi più antichi caratterizzati dalla presenza abbondante di massi metrici nella parte sommitale. Nella porzione medio-apicale dell’alveo in conoide, sono presenti depositi dalle medesime caratteristiche di quelli descritti in precedenza, con diminuzione dei massi metrici e della percentuale di ciottoli pluridecimetrici con l’avvicinarsi allo sbocco del T. Roddo. 7.7.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO Dal diagramma di figura 1, si nota che la conoide del rio in esame ricade ampliamente nel campo delle conoidi edificate prevalentemente con processi di debris flow. L’osservazione dei depositi in alveo montano e in conoide apicale e medio-apicale, suffragano questa ipotesi benchè non si siano osservati indicazioni inequivocabili; la presenza infatti di depositi grossolani con clasti di volume massimo di circa 2 m3, può essere ritenuta indicativa dello sviluppo di colate detritiche più che di un fluido ipercritico, per quanto non sono state osservate le strutture tipiche edificate da debris flow, quali cordoli longitudinali a gradazione inversa, log jam, ecc.

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L’analisi geologica e morfologica del tratto montano del bacino indica la presenza sia di segni di passati dissesti gravitativi in roccia o in depositi che hanno interessato le fasce spondali e l’alveo sia di situazioni ancora potenzialmente destabilizzabili. Tali caratteristiche sommate all’acclività dell’alveo montano chiaramente superiore al 20%, sono tipiche di corsi d’acqua potenzialmente in grado di originare colate detritiche. Pertanto si può ritenere che il meccanismo di trasporto solido caratteristico sia il debris flow o eventualmente un debris flood che sviluppi un fluido iperconcentrato molto critico con caratteristiche reologiche al limite tra la transizione da fluido newtoniano a fluido non-newtoniano. 7.7.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE 7.7.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La conoide del Rio Selvalunga sembra svilupparsi al di sopra di quella del T. Roddo, con pendenze medie decisamente maggiori (17% contro 6%). Tale fatto riflette le differenze geologiche e geomorfologiche presenti nei due bacini, responsabili del fatto che il Rio Selvalunga sia stato in grado di originare depositi maggiormente grossolani, i quali conferiscono maggior acclività alla conoide alluvionale. La zona di soglia, immediatamente a monte dell’apice di conoide, è data da depositi alluvionali grossolani e da resti di accumuli di frana in parte asportati; le fasce spondali sono costituite da coltre eluvio-colluviale e da substrato roccioso particolarmente fratturato con segni di instabilità (è infatti presente in destra uno scivolamento superficiale recente). Il tratto immediatamente a monte dell’apice di conoide presenta pendenza media nell’ordine del 19-20%. In sponda destra, in corrispondenza del ponte autostradale, è presente un vasto movimento franoso in substrato (parzialmente riattivato durante la formazione della galleria) che ha causato un netto scadimento delle qualità meccaniche dell’ammasso roccioso. L’immissione del torrente nella zona di conoide è a gomito, con una chiara deviazione verso destra; l’alveo attraversa quindi la conoide in zona laterale verso destra, interessando solo la parte apicale e medio-apicale dell’edificio fino alla confluenza nel T. Roddo. La parte centrale e laterale sinistra della conoide del Rio Selvalunga è conseguentemente attraversata da numerosi percorsi di deflusso potenzialmente e parzialmente attivabili in occasione di episodi di piena torrentizia che si dipartono in sinistra del canale a partire dall’apice di conoide. A quota 292 m s.l.m. è presente in destra un antico percorso di deflusso discretamente inciso con andamento ONO-ESE; l’attivazione di questa forma, non del tutto escludibile a priori, appare tuttavia ostacolata dalla elevata quota di imbocco dell’incisione stessa. Evidenze di dinamica erosiva a fondo alveo e lateralmente sono presenti nel canale in conoide soprattutto a valle del secondo ponte sia ai piedi di una briglia fortemente danneggiata, sia in sponda sinistra. 7.7.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO E IN CONOIDE Ponti A partire dall’apice di conoide sono presenti tre ponti stradali: due sono dovuti all’attraversamento della strada Stresa-Someraro, rispettivamente in apice di conoide a quota 302 m s.l.m. (sigla SICOD Corepo011) e 268 m s.l.m.(Corepo010), mentre il ponte a

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quota 261 m s.l.m. (Corepo009) si deve alla strada comunale del Gabbio. Immediatamente a valle del ponte di quota 302 m s.l.m. e appena a monte della confluenza nel T. Roddo (quota 254 m s.l.m.) sono presenti due passerelle pedonali. Come deducibile da quanto riportato nelle Schede SICOD allegate, si osserva che la luce effettiva dei tre ponti stradali risulta essere alquanto limitata e da una verifica speditiva in moto uniforme si ricava che le sezioni di deflusso dei ponti Corepo011 e Corepo010 non sono in grado di smaltire le portate prevedibili per un evento eccezionale di piena torrentizia, configurandosi quindi come punti estremamente critici per il naturale smaltimento delle acque di piena. Strade La principale struttura in grado di condizionare l’espansione dei flussi esondati lungo la conoide alluvionale è la strada Stresa-Someraro che, in caso di episodio alluvionale con fuoriuscita in sinistra all’altezza dell’attraversamento in apice di conoide, si configurerebbe come strada-alveo. È ipotizzabile che anche la via Someraro posta a quota inferiore rispetto alla strada Stresa-Someraro, possa essere attivata come strada-alveo propagando i deflussi verso la frazione Carciano. 7.7.3.3. OPERE DI DIFESA E REGIMAZIONE L’alveo del Rio Selvalunga a partire da quota 319 m s.l.m. sino al ponte di via Gabbio è caratterizzato da opere di regimazione trasversali e di difesa spondale; in particolare è presente nel tratto montano a quota 319 m s.l.m. una briglia a pettine in cls. di recente realizzazione (Corebr004); nel tratto compreso tra i due ponti di via Stresa-Someraro (Corepo011 e Corepo010) sono presenti una piccola briglia e una soglia; a valle dei ponti stradali Corepo010 e Corepo009 sono infine osservabili due briglie (Corebr001 e Corebr002) entrambe in parte danneggiate con evidenze di sovraescavazione a valle. Nel tratto d’alveo in conoide sono presenti anche difese spondali date sia da muri in cls o in massi d’alveo intasati sia da gabbioni; i muri, di non recente realizzazione, appaiono in parte danneggiati e soprattutto quello in sinistra (con sigla Coreds006) mostra evidenze di scalzamento alla base. Nel complesso le opere di regimazione e di difesa spondali presenti non appaiono più di tanto migliorative soprattutto alla luce di possibili piene torrentizie con elevato trasporto solido; in particolare i manufatti danneggiati o con segni di instabilità, sono da ritenersi peggiorativi nei riguardi dei possibili effetti legati alla dinamica geomorfologica del corso d’acqua. 7.7.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE Si è ipotizzato per la definizione dei livelli di pericolosità, uno scenario di dissesto che comprenda un evento alluvionale caratterizzato da innesco di un fenomeno di colata detritica (debris flow) che possa raggiungere l’apice di conoide del corso d’acqua in esame, in grado di causare un aumento istantaneo di alcune volte la portata totale di massima piena. Si ritiene possibile innanzitutto che in apice di conoide abbia luogo una tracimazione in sinistra poco a monte del ponte di quota 302 m s.l.m., sia a causa della scarsa altezza della sponda sinistra sia ipotizzando l’ostruzione del ponte stradale (Corepo011), eventualità verificabile vista la ridotta sezione dell’imbocco dello stesso. Il flusso ad elevata energia di acque e detriti esondati attiverebbe la strada Stresa-Someraro come strada-alveo e

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conseguentemente le strade secondarie laterali nonché gli accessi alle proprietà, fatto che permetterà ai deflussi di diffondersi interessando buona parte della conoide medio-apicale in sinistra; tali aree sono state considerate nella “Carta geomorfologica e del dissesto” a pericolosità elevata non protetta. Il miscuglio solido-liquido lungo la strada-alveo, poco a monte del ponte Corepo010, tenderebbe in parte a defluire verso valle anche se con energia minore, interessando un’area limitrofa alla sponda sinistra del canale; tale zona è stata classificata come area a pericolosità medio-elevata non protetta. Le aree limitrofe alle strade con andamento SO-NE potenzialmente attivabili dall’evento con deflussi ad energia media-moderata, quali via Someraro e via del Paradiso, sono state considerate aree di conoide non protetta a pericolosità medio-moderata. Il transito di una colata detritica nel tratto di canale in apice di conoide, avrebbe inoltre come conseguenza anche una accentuata erosione laterale e di fondo, fatto che potrebbe provocare un’ulteriore destabilizzazione delle opere di difesa spondale e di regimazione che al momento appaiono danneggiate. Per tale motivo le aree immediatamente adiacenti alle sponde in erosione (particolarmente in sinistra) anche se con muri di difesa, sono state considerate a pericolosità molto elevata non protette. 7.8. RIO RAMPOLINO (O FOSSO DEL BUCO MARCIO) 7.8.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE L’urbanizzazione che ha interessato la conoide del Rio Rampolino, impedisce l’esame diretto dei depositi alluvionali che la costituiscono; perciò l’osservazione dei sedimenti è stata condotta sui depositi in alveo. I depositi rilevati nell’alveo montano sono per lo più ghiaiosi con abbondante presenza di ciottoli pluridecimetrici e di clasti poligenici con volume non superiore a 1-1.5 m3; generalmente si osservano clasti subangolosi, ma sono presenti anche massi pluridecimetrici subarrotondati derivati da depositi glaciali o fluvioglaciali (l’arrotondamento è legato al trasporto in ambiente di deposizione originario e non alla attività torrentizia del Rio Rampolino). La matrice sabbioso-ghiaiosa è sempre presente. Il grado di selezione in questi depositi è praticamente nullo, l’assetto è da considerarsi caotico mentre non sono stati rilevati veri e propri accumuli longitudinali di detriti grossolani recentemente depositati; tuttavia subito a valle della cascata presente a quota 255 m s.l.m., in sponda sinistra è stato rilevato uno spaccato di una plaga di deposito alluvionale torrentizio con caratteristiche tali da farne risalire l’origine ad un meccanismo di debris flow. I sedimenti ora descritti possono essere riconducibili a meccanismi di debris flow, per quanto vi sia assenza di accumuli recenti a gradazione inversa di trovanti metrici, che generalmente identificano le situazioni di maggiore pericolosità. Va sottolineato comunque che la maggior quantità di depositi torrentizi sono rilevabili in asta montana soprattutto in corrispondenza delle numerose opere trasversali di regimazioni presenti, che hanno avuto la funzione di trattenere il materiale in carico e di facilitarne la deposizione. 7.8.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO La pendenza del canale lungo la bisettrice della conoide è da ritenersi assimilabile alla pendenza della conoide stessa e si attesta sul 10-12%; il valore dell’indice di Melton del

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bacino è di 0.77, conseguentemente nel diagramma di figura 1 la conoide del Rio Rampolino ricade nel campo delle conoidi edificate da fenomeni di debris flow. L’analisi geologica e geomorfologica dell’alveo montano, tende a confermare la possibilità attuale di innesco di debris flow; le fasce spondali sia in roccia affiorante o subaffiorante, spesso caratterizzata dalla presenza di faglie che determinano uno scadimento dell’ammasso roccioso, sia in deposito o in coltre colluviale, hanno mostrato numerose evidenze di instabilità recente o passata sottoforma di frane di crollo localizzate e scivolamenti superficiali; i processi di instabilità gravitativa tendono spesso ad acuirsi e a concentrarsi numericamente in concomitanza di eventi di precipitazioni eccezionali e di altrettanto elevate piene, fattori che aumentano il potenziale detritico del corso d’acqua, cioè la disponibilità di materiale in alveo che il rio può prendere in carico durante un evento di piena. Una caratteristica importante per eventuali sbarramenti in alveo in grado di innescare pulsazioni di piena e quindi debris flow, è la abbondante diffusione di legname proveniente dalle fasce spondali. Le precedenti considerazioni indicano quindi il debris flow come trasporto caratteristico per la conoide del Rio Rampolino. 7.8.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE 7.8.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La conoide emersa del Rio Rampolino possiede superficie totale di circa 0.08 km2 ed è caratterizzata dalla presenza di un canale in posizione centrale (fa in pratica da bisettrice della conoide) con andamento naturale rettilineo. La soglia è costituita da depositi alluvionali torrentizi grossolani con larghe parti di substrato cataclasato affiorante lungo la fascia spondale sinistra e depositi glaciali rimaneggiati in destra; la porzione a monte della soglia presenta pendenza media nell’ordine del 15-16 %, con un evidente salto in roccia plurimetrico mentre per il tratto immediatamente a valle si misurano acclività di circa 12%; tale valore resta sostanzialmente costante sino alla foce. È rilevabile la presenza sia di un percorso di deflusso riattivabile a monte del ponte stradale in apice di conoide, recentemente colmato dalla costruzione di un parcheggio sia, sempre in destra, di un percorso non più riattivabile che si origina poco a valle del ponte in apice. 7.8.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE Manufatti L’alveo in conoide del corso d’acqua in esame è stato oggetto di alcune peculiari modificazioni legate con ogni probabilità alla realizzazione della galleria ferroviaria sulla linea Milano – Domodossola. È stato infatti possibile rilevare chiaramente come l’alveo naturale abbia subito una vistosa deviazione artificiale verso sinistra e come tuttavia le tracce dell’alveo naturale siano ancora molto riconoscibili. Tale deviazione è sicuramente da ascrivere ai lavori di formazione della galleria della ferrovia Milano - Domodossola, che in questo tratto corre a poca profondità dalla superficie topografica e la cui calotta può essere osservata addirittura nell’alveo del torrente nel tratto in deviazione. È possibile, pertanto, che i lavori ferroviari avessero reso insufficiente la sezione di deflusso del ponte di via Rampolino e che la deviazione del rio abbia anche consentito di ottenere nuovamente una luce di deflusso idonea.

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Recentemente nel tratto di alveo abbandonato a seguito della deviazione, posto a monte del ponte di via Rampolino, è stato realizzato un parcheggio a raso per l’esecuzione del quale è stato riempito il tratto d’alveo abbandonato. L’opera quindi riduce la sezione utilizzabile dal corso d’acqua durante eventi di piena che tenderebbero a riattivare l’antico alveo. Ponti Il corso d’acqua nel tratto in conoide è interessato da due ponti (sigle SICOD Corepo016 e Corepo015) e da due attraversamenti (Coreag017 e Coreag013). Il ponte Corepo016 appare sufficientemente dimensionato per consentire il transito di portate di piena eccezionali, mentre più critica appare la sezione del ponte sulla S.S. n. 33 (Corepo015). I punti di maggiore difficoltà per il deflusso sono i due attraversamenti; il primo concerne la via Rampolino (Coreag017) sull’alveo abbandonato del corso d’acqua; tale attraversamento risulta essere sottodimensionato e non in grado di smaltire le acque di piena. L’attraversamento Coreag013 corrispondente ad un ponticello pedonale di sezione assolutamente sottodimensionata, verrà demolito nell’ambito della realizzazione di una difesa spondale in sinistra. Strade La principale struttura in grado di condizionare l’espansione dei flussi esondati lungo la conoide alluvionale è la via Rampolino che si presenta parallela all’alveo del corso d’acqua; in caso di episodio alluvionale essa si configurerebbe come strada-alveo propagando i deflussi verso la strada statale. 7.8.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA L’alveo del Rio Rampolino è caratterizzato nel tratto montano dall’esistenza di numerose opere trasversali di regimazione (briglie e soglie di fondo), che erano in grado di consentire la deposizione della frazione detritica molto grossolana nell’alveo montano e di minimizzare gli effetti dei fenomeni erosivi sia spondali sia di fondo alveo. Tali opere tuttavia sono in evidente stato di degrado e in alcuni casi risultano addirittura semidistrutte (per esempio la briglia Corebr009) ed appaiono quindi peggiorative nei riguardi dei possibili effetti legati alla dinamica geomorfologica del corso d’acqua. Il rio in conoide presenta in sequenza due soglie e tre briglie (due delle quali pesantemente danneggiate) che impongono una riduzione della pendenza longitudinale dell’alveo; a valle dell’ultima briglia inizia il tratto di alveo artificialmente deviato in sinistra. È di recente realizzazione la sopraelevazione di un muro d’argine in sinistra nel tratto compreso tra il ponte Corepo016 e la calotta della galleria ferroviaria finalizzata ad impedire fuoriuscite in sinistra. A partire dal medesimo ponte il fondo alveo è costituito da una platea in cls sino alla calotta e da una pavimentazione in massi da cava. Tali opere, che devono consentire il transito delle portate di piena senza causare erosioni di fondo, appaiono nel complesso in buono stato ad eccezione della pavimentazione in massi che si mostra in parte fortemente danneggiata. 7.8.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE Lo scenario ipotizzabile come evento di massima pericolosità per il Rio Rampolino, vedrebbe l’innesco in alveo montano di una colata detritica; si può ragionevolmente ritenere che la gran parte del materiale più grossolano si arresti a monte della deviazione anche grazie alla presenza delle due briglie e della soglia; il sovralluvionamento così provocato nel collettore, potrebbe provocare la contestuale riattivazione dell’alveo naturale, artificialmente

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abbandonato a seguito della deviazione in sinistra operata dalle ferrovie, e l’invasione del parcheggio a raso, con conseguente deflusso del miscuglio lungo la via Rampolino in destra del rio, che si configurerebbe così come vera e propria strada-alveo. Il restante tratto del canale, che presenta pendenza longitudinale di circa il 10%, sarà interessato soprattutto dal passaggio della coda della colata con meccanismo di trasporto solido più vicino ad un fluido iperconcentrato (debris flood) che non alla colata detritica vera e propria, ancora in grado tuttavia di portare in carico clasti di dimensioni pluridecimetriche. La curva verso sinistra idrografica che l’alveo descrive proprio in corrispondenza dell’inizio del tratto deviato, appena a monte del ponte di via Rampolino, si presenta come punto critico per una eventuale fuoriuscita in destra con attivazione dell’alveo naturale abbandonato, facilitata anche dal fenomeno di “sopraelevazione” che interessa la massa detritica in movimento; tale fenomeno appare probabile anche ipotizzando solo il passaggio di un fluido ipercritico. La porzione di alveo deviato compresa tra il ponte Corepo016 e la calotta della galleria ferroviaria che affiora a fondo alveo, descrive una curva verso destra idrografica è stata recentemente interessata dalla realizzazione di un’opera di difesa spondale in sinistra di elevazione sufficiente a consentire il transito della coda della colata sottoforma di fluido iperconcentrato evitando fuoriuscite in sponda sinistra e la conseguente attivazione come strada-alveo del sentiero pedonale che conduce all’hotel Villa Aminta. Pertanto si è ritenuto di classificare come aree a pericolosità elevata non protetta le zone circostanti l’alveo e il percorso di deflusso riattivabile in destra e come zone a pericolosità media protetta, le porzioni di conoide in sinistra. 7.9. TORRENTE CRÈE 7.9.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE Lungo le conoidi coalescenti dei torrenti Fiumetta e Crèe si è sviluppato il centro storico di Stresa; gli alvei in conoide di tali corsi d’acqua sono completamente tombinati e pertanto l’osservazione diretta dei sedimenti risulta non possibile. Di conseguenza le considerazioni sulle caratteristiche sedimentologiche dei depositi sono state fatte su sedimenti osservati in alveo montano. Tali depositi sono dati da ghiaie molto ciottolose con matrice sabbiosa, clast supported, caratterizzate da selezione nulla, con clasti poligenici scarsamente arrotondati ed elevata percentuale di massi di dimensioni massime di oltre 2 m3; dove sono presenti accumuli di massi metrici, l’assetto dei depositi appare caotico, talvolta con presenza di residui vegetali all’interno dei sedimenti stessi. Sono stati osservati spaccati di depositi torrentizi non recenti caratterizzati dalla presenza abbondante di massi metrici nella parte sommitale che conferisce al deposito una tipica gradazione inversa. Tali caratteristiche sono indicative di processi di colata detritica che hanno interessato il T. Crèe. Depositi costituiti da clasti eterometrici angolosi (con dimensioni da pluridecimetriche a metriche), dati da Scisti dei Laghi, con selezione nulla ed assetto caotico, rappresentano i resti di accumuli in alveo di frane in roccia provenienti dalla fascia spondale destra in parte asportati e rielaborati dall’attività torrentizia.

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7.9.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO Dai riscontri derivati dall’osservazione dei depositi torrentizi nonché dall’analisi delle condizioni geomorfologiche delle fasce spondali, caratterizzate dalla presenza di frane attive in depositi glaciali e quiescenti in substrato roccioso, consegue che il meccanismo di trasporto solido per il corso d’acqua in questione dovrebbe assumere il carattere di debris flow (o colata detritica, caratterizzato da formazione di un miscuglio solido liquido a comportamento non-newtoniano con trasporto anche di massi metrici). Il criterio legato al valore dell’indice di Melton confrontato con la pendenza della conoide, tenderebbe invece a riconoscere per il Rio Crèe un meccanismo di trasporto solido a minore energia e portata rispetto ad una colata detritica, del tipo debris flood, con formazione in condizioni di piena di un miscuglio solido liquido aventi le caratteristiche di un fluido iperconcentrato ancora a comportamento newtoniano (probabilmente l’evento del 14 agosto 1924 ha avuto tali caratteristiche). È possibile ipotizzare che il meccanismo di trasporto solido geomorfologicamente caratteristico per il T. Crèe sia il debris flood, con innesco di colate detritiche (debris flow) solo in occasione di attivazione della frana in sinistra. Entrambe i meccanismi individuati possono essere comunque responsabili di elevati volumi di frazione solida in carico al corso d’acqua e quindi di eventi di piena caratterizzati da elevata energia e da consistente trasporto e deposizione di materiale solido. 7.9.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE 7.9.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La conoide del T. Crèe è inserita nel sistema di conoidi e di aree di espansione torrentizia coalescenti appartenenti ai rii Fiumetta, Berta e Gabuso sul quale sorge il nucleo storico di Stresa; la perimetrazione dell’effettiva conoide edificata dal T. Crèe appare impossibile sia per la complessa situazione naturale sia soprattutto per l’intensa urbanizzazione che l’ha interessata. La zona di soglia, immediatamente a monte dell’apice di conoide, è data da depositi alluvionali grossolani; le fasce spondali sono costituite da coltre eluvio-colluviale e da depositi glaciali con segni di instabilità (in particolare è rilevabile in sinistra la presenza di tre scivolamenti attivi di notevoli dimensioni). Il tratto immediatamente a monte dell’apice di conoide presenta pendenza media nell’ordine del 14-15%. L’immissione del torrente nella zona di conoide è a gomito, con una chiara deviazione verso destra; l’alveo attraversa quindi la conoide in un cunicolo (sigla SICOD Coreca035) che si diparte dall’apice di conoide sino allo sbocco nel Lago Maggiore. 7.9.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE Manufatti Si tratta del cunicolo Coreca035 che sostituisce l’alveo in conoide sottopassando le vie Roma e Principe Tommaso dell’abitato di Stresa. Tale opera presenta sezione di imbocco pari a circa 4 m2, sottodimensionata per consentire il transito delle sole portate liquide di piena e quindi a maggior ragione facilmente tracimabile in caso di eventi con elevato trasporto solido. Per i primi 80 m a partire dall’imbocco di monte, il cunicolo mostra acclività di circa il 10%, che nei successivi 200 m si assesta su valori medi attorno al 5%. A partire dalla confluenza con il Rio Berta, localizzata in corrispondenza dell’innesto di via Principe

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Tomaso in via Roma, la pendenza del manufatto diminuisce ulteriormente assumendo valori di circa il 2%. L’ispezione del cunicolo ha consentito inoltre di osservare come anche il Rio Gabuso confluisca nel T. Crèe all’altezza dell’immissione del Rio Berta, mentre è probabile che il Rio Rosmini confluisca nella tombinatura del Rio Berta a monte di P.za Cadorna. Sono state osservate le seguenti situazioni di dissesto a partire da monte: a) nel tratto a maggior acclività del cunicolo sono presenti dissesti puntuali del fondo

alveo dati da scalzamento dei componenti la pavimentazione in pietrame e conseguente erosione del fondo alveo naturale;

b) all’altezza del primo cambio di pendenza longitudinale, a monte della confluenza del Rio Berta, si rileva la presenza di plaghe di depositi torrentizi di spessore pluridecimetrico dati da ghiaie e sabbie con ciottoli;

c) a valle dell’immissione del Rio Berta tornano prevalenti i dissesti di natura erosionale; in particolare si osservano vaste aree con pavimentazione di fondo alveo divelta ed erosione laterale e al fondo in corrispondenza dei muri laterali delle volte, nel tratto terminale di Via Principe Tomaso con interessamento delle fondazioni;

d) lesioni strutturali in due punti delle chiavi delle volte, in corrispondenza dell’attraversamento della Strada Statale n. 33 (C.so Sempione) dovute con ogni probabilità al carico del traffico veicolare;

e) crollo parziale di due porzioni dei muri laterali del cunicolo, in corrispondenza del tratto di P.za Marconi presso l’innesto nella Strada Statale;

f) depositi ghiaioso sabbiosi in corrispondenza del tratto di cunicolo a monte dello sbocco a lago.

Ponti e attraversamenti Si tratta di un attraversamento stradale (Coreag078) a quota 335 m s.l.m. caratterizzato da luce non sufficientemente dimensionata per il passaggio delle portate di piena e dal ponte ferroviario la cui presenza non interferisce ne condiziona il deflusso in alveo. La presenza del rilevato ferroviario invece costringe il deflusso delle acque esondate lungo la via Roma. Strade L’espansione del miscuglio di acque e detriti nell’abitato di Stresa è interamente controllato dalle strade, massimamente dalle vie Roma e Principe Tommaso, che si configurano così come le principali strade-alveo nonché dalle vie minori ad esse afferenti e dagli accessi nelle proprietà private. 7.9.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA A monte del cunicolo Coreca035 sono presenti in alveo due soglie di fondo (Coreso016 e Coreso017) in massi da cava intasati. Sono in corso di realizzazione altre opere trasversali in alveo e interventi di ingegneria naturalistica sul fronte della frana in sinistra. Inoltre sono in fase di appalto i lavori di manutenzione straordinaria del cunicolo. 7.9.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE Si sono ipotizzati per la definizione dei livelli di pericolosità e di rischio, alcuni scenari di dissesto che ragionevolmente possono interessare il bacino del T. Crèe e conseguentemente il cunicolo in esame: 1. evento alluvionale caratterizzato da innesco di un fenomeno di colata detritica (debris

flow) che possa raggiungere l’apice di conoide del corso d’acqua in esame. Si ritiene che

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in occasione di un dissesto di tale natura in apice di conoide sia possibile la tracimazione all’altezza dell’imbocco del cunicolo a causa della sezione di deflusso insufficiente; il flusso ad elevata energia di acque e detriti esondati attiverebbe come strada-alveo la via Roma e defluirebbe, a seconda del battente, della velocità e della presenza di ostacoli (per esempio automobili parcheggiate), in parte anche lungo le strade secondarie laterali nonché gli accessi alle proprietà, fatto che permetterebbe ai deflussi di diffondersi interessando buona parte della conoide medio-apicale in sinistra. Si è ipotizzato, anche sulla base di quanto riconoscibile dalle fotografie relative all’evento dell’agosto 1924, che il battente lungo la via Roma possa raggiungere almeno un metro di altezza con materiale in carico molto grossolano dato da massi metrici nella parte apicale e da ghiaie molto grossolane molto ciottolose con sporadici clasti metrici per quanto riguarda la parte medio apicale; lungo la via Principe Tomaso corrispondente alla parte medio terminale si è ipotizzato il passaggio di un miscuglio dato da ghiaie molto grossolane con ciottoli pluridecimetrici ma assenza di massi metrici. Le zone corrispondenti alle vie laterali sarebbero quindi interessate da flussi ad energia e battente inferiori e pertanto sono state valutate come aree a pericolosità elevata o media non protette. Le porzioni più distali e decentrate rispetto alle strade-alveo sono state considerate come aree a pericolosità moderata non protette.

2. Evento alluvionale con formazione di fluido iperconcentrato (debris flood). Anche in questo caso, dato il consistente trasporto solido, può avere luogo l’ostruzione dell’imbocco del cunicolo, con deflusso lungo le strade e il configurarsi di situazioni di dissesto simili a quelle descritte nell’ipotesi di innesco di debris flow, ma con minore energia (e quindi percentuale solida) e battenti inferiori.

3. Evento di piena torrentizia con transito nel cunicolo di portate liquide e solide molto consistenti per brevi durate (scenario tipico delle fasi immediatamente precedenti i picchi di portata durante l’innesco di debris flow o debris flood, ma che si può verificare anche nel caso di deflusso della coda di una colata detritica di non elevata magnitudo il cui apporto solido più grossolano sia stato trattenuto dalle opere di regimazione in alveo); in tale occasione si possono verificare restrizioni delle sezione in cunicolo sia per parziale crollo delle strutture (dovuto ad esempio all’innesco di importanti processi d’erosione causati dal transito di una corrente ad elevata velocità) sia per deposizione di materiale solido in corrispondenza del cambio di pendenza del cunicolo o della confluenza del Rio Berta (nell’ipotesi di un contributo di portata solida proveniente anche dal Rio Berta). Occorre infatti considerare che un cunicolo come quello in esame consente il passaggio di portate eguali a quelle defluibili alla sezione di maggior criticità, anche se la stessa si localizza a valle dell’imbocco. È possibile ritenere che in uno scenario di questo tipo, possano avere luogo importanti fenomeni di rigurgito a monte della sezione critica, con conseguente tracimazione di acqua e materiale solido dai tombini di ispezione lungo via Roma e via Principe Tomaso o addirittura dalla sezione di imbocco. Tale scenario tenderebbe ad aggravarsi nel caso di livelli lacustri molto elevati, con parziale sommersione del cunicolo a partire dalla foce nel lago; una simile concomitanza di eventi di piena risulta comunque scarsamente probabile.

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7.10. TORRENTE FIUMETTA 7.10.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO E IN CONOIDE Così come per il T. Crèe, anche per il T. Fiumetta l’osservazione diretta dei sedimenti di conoide risulta difficile a causa della completa urbanizzazione della stessa e della parziale tombinatura del collettore in conoide. Di conseguenza le considerazioni sulle caratteristiche sedimentologiche dei depositi sono state fatte su sedimenti osservati in alveo montano o grazie a scavi e sondaggi geognostici di recente esecuzione nel tratto distale della conoide. I depositi in alveo montano sono per lo più ghiaiosi con abbondante presenza di ciottoli pluridecimetrici, poligenici (granitici, gneissici, derivati da Scisti dei Laghi); la matrice sabbioso-ghiaiosa è sempre presente mentre clasti con dimensioni metriche sono molto rari; generalmente si osservano clasti subangolosi, ma sono presenti anche ciottoli pluridecimetrici subarrotondati derivati da depositi glaciali o fluvio-glaciali (l’arrotondamento è legato al trasporto in ambiente fluvio-glaciale e non alla attività torrentizia del corso d’acqua). Il grado di selezione in questi depositi è praticamente nullo. Nella porzione distale, gli scavi hanno messo in luce depositi ghiaioso sabbiosi con frazione limosa rilevabile, discretamente selezionati e talora clinostratificati; i sondaggi geognostici hanno messo in luce la presenza di sabbie limose e limi sabbiosi di origine lacustre a profondità variabili tra 9 e 14 m dal p.c. 7.10.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO Dal diagramma di figura 1 si osserva che la conoide del T. Fiumetta ricade nel campo delle conoidi miste; va comunque ribadito quanto detto per il T. Crèe, cioè che la scarsa pendenza della conoide (poco meno dell’8%) è probabilmente connessa alla presenza di una morfologia preesistente caratterizzata da ampie zone a bassa acclività (terrazzi di origine glaciale?) sulle quali si sono impostati i sedimenti portati in carico dal corso d’acqua. I riscontri derivati dall’osservazione dei depositi torrentizi in alveo montano e in conoide distale sono indicativi soprattutto di meccanismi di trasporto solido tipo debris flood; tuttavia l’analisi delle condizioni geomorfologiche dell’alveo montano e delle fasce spondali (pendenza dell’alveo superiore al 20%, presenza di evidenze di erosione spondale e di ostacoli in alveo sottoforma di attraversamenti sottodimensionati) tende a non far escludere a priori la possibilità di innesco di debris flow. Ne consegue che si considererà come meccanismo di trasporto solido ritenuto caratteristico per il corso d’acqua in questione sia il debris flood sia il debris flow. 7.10.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE 7.10.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La conoide del T. Fiumetta è inserita nel sistema di conoidi coalescenti appartenenti ai rii Roddo, Crèe, Berta e Gabuso sul quale sorge il nucleo storico di Stresa; la perimetrazione dell’effettiva conoide edificata dal T. Fiumetta appare difficoltosa soprattutto nella parte meridionale al limite con la conoide del T. Crèe sia per la complessa situazione naturale sia soprattutto per l’intensa urbanizzazione che l’ha interessata e trasformata.

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La zona di soglia, immediatamente a monte dell’apice di conoide, è data da depositi alluvionali grossolani; le fasce spondali sono costituite da coltre eluvio-colluviale e da depositi glaciali. Il tratto immediatamente a monte dell’apice di conoide presenta pendenza media nell’ordine del 18%; si osserva appena a monte dell’apice di conoide la presenza di una modesta piana alluvionale all’altezza dell’alveo. L’immissione del torrente nella zona di conoide è a gomito, con una nettissima deviazione verso destra; a quota 216 m s.l.m. è presente la confluenza in destra del Rio Morasca Miseria che forma una modesta conoide in corrispondenza dello sbocco dall’alveo montano. L’alveo del T. Fiumetta si sviluppa in posizione laterale destra sino a quota 214 m s.l.m. dove viene tombinato in un cunicolo (sigla SICOD Coreca038) sino alla foce nel Lago Maggiore. 7.10.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO O IN CONOIDE Manufatti Si tratta del cunicolo Coreca038 che sostituisce l’alveo nella porzione mediana della conoide sottopassando la via Giacomo Molinari dell’abitato di Stresa. Tale opera presenta sezione di imbocco pari a circa 15 m2, in grado di smaltire le portate di piena liquide anche a tempo di ritorno di 200 anni. Ponti e attraversamenti Il tratto in apice di conoide dell’alveo del T. Fiumetta è interessato da numerosi attraversamenti stradali, il più critico dei quali è certamente quello localizzato in apice di conoide (Coreag096) a quota 236 m s.l.m. caratterizzato da luce non sufficientemente dimensionata per il passaggio delle portate di piena soprattutto in occasione di eventi con elevato trasporto solido. In alveo montano sono presenti tre attraversamenti di strade pedonali non adeguatamente dimensionati per il transito delle portate di piena; essi costituiscono punti critici per il deflusso e come tali possono causare sbarramenti in alveo il cui abbattimento può innescare episodi impulsivi. Strade L’espansione del miscuglio di acque e detriti nell’abitato di Stresa è interamente controllato dalle strade, in particolare dalle vie Dante e Giacomo Molinari, che si configurano così come le principali strade-alveo nonché dalle vie minori ad esse afferenti e dagli accessi nelle proprietà private; in occasione di eventi alluvionali particolarmente intensi è possibile che parte delle acque tracimate defluiscano anche attraverso via Duchessa di Genova. 7.10.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA A monte dell’attraversamento Coreag096 è presente in alveo una briglia di trattenimento (Corebr021) in calcestruzzo. 7.10.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ IN CONOIDE Si è ipotizzato per la definizione dei livelli di pericolosità, uno scenario di dissesto che comprenda un evento alluvionale caratterizzato da innesco di un fenomeno di colata detritica (debris flow) o di debris flood che possa raggiungere l’apice di conoide del corso d’acqua in esame. Si ritiene innanzitutto che in apice di conoide sia possibile la tracimazione all’altezza dell’attraversamento Coreag096 a causa della sezione di deflusso non sufficientemente

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dimensionata. Il flusso ad elevata energia di acque e detriti esondati attiverebbe come strada-alveo la via Dante e di seguito la via Giacomo Molinari e a seconda del battente, della velocità e della presenza di ostacoli potrebbe defluire in parte anche lungo le strade secondarie laterali nonché gli accessi alle proprietà, fatto che permetterebbe ai deflussi di diffondersi interessando parte della conoide medio-apicale in sinistra e in misura minore della porzione medio-distale; le aree limitrofe alle vie Dante e Giacomo Molinari sono state considerate nella “Carta geomorfologica e del dissesto” a pericolosità molto elevata ed elevata non protetta. Si è ipotizzato che in occasione di eventi alluvionali particolarmente intensi, parte del miscuglio tracimato possa defluire lungo via Duchessa di Genova; si ritiene però che l’energia e quindi la pericolosità di tale flusso sia in genere inferiore rispetto a quella che interesserebbe le strade-alveo principali; per tale motivo le aree limitrofe via Duchessa di Genova sono state considerate a pericolosità media non protetta. Le porzioni più distali e decentrate rispetto alle strade-alveo sono state valutate come aree a pericolosità moderata non protette. 7.11. RIO BERTA 7.11.1. CARATTERISTICHE SEDIMENTOLOGICHE DEI DEPOSITI IN ALVEO L’urbanizzazione che ha interessato la zona di deposizione del Rio Berta, impedisce l’esame diretto dei depositi alluvionali che la costituiscono; perciò l’osservazione dei sedimenti è stata condotta sui depositi in alveo. Anche tale osservazione risulta però poco agevole a causa dei lunghi tratti intubati presenti in corrispondenza dell’istituto Rosmini e dell’abitato di Binda. I depositi osservati in alveo sono per lo più ghiaiosi con presenza di ciottoli pluridecimetrici; generalmente si osservano clasti da subangolosi a subarrotondati. La matrice sabbioso-ghiaiosa è sempre presente. Non si sono osservati massi metrici. 7.11.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO Vista l’inattuabilità di applicare valutazioni di tipo morfometriche, a causa dell’impossibilità di rilevare l’esistenza di una conoide, ci si deve basare sulle caratteristiche sedimentologiche dei depositi. I riscontri derivati dall’osservazione degli stessi sono indicativi soprattutto di meccanismi di trasporto solido tipo bed load o debris flood. 7.11.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA AREA DI DEPOSIZIONE TERMINALE 7.11.3.1. ELEMENTI GEOMORFOLOGICI La zona di espansione torrentizia caratterizza la tratta terminale del Rio Berta; essa confluisce nell’area a bassa pendenza dove sorge l’abitato storico di Stresa. L’alveo del Rio Berta ha visto obliterato gran parte delle sue peculiarità morfologiche a causa della urbanizzazione delle aree di pertinenza torrentizia.

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7.11.3.2. OPERE INTERFERENTI COL DEFLUSSO IN ALVEO Ponti e attraversamenti Come osservabile nell’elaborato Geo 6, l’alveo del Rio Berta è interessato da almeno 4 attraversamenti di strade comunali, dei quali i primi tre (Coreag071, 072 e 073) aventi sezioni di deflusso di circa 1 m2, insufficienti a consentire il deflusso delle portate di massima piena. Manufatti Quanto caratterizza il Rio Berta, è che su un alveo di lunghezza totale di circa 1.5 km, i tratti tombinati corrispondono a circa 820 m, cioè a poco più della metà dell’asta. L’imbocco di tali cunicoli, in particolare Coreca027, 028, 029 e 030, risultano palesemente sottodimensionati (sezioni di circa 1m2) e quindi non in grado di smaltire le portate di massima piena. Strade L’espansione del miscuglio di acque e detriti nell’abitato di Stresa è interamente controllato dalle strade, in particolare dal viale Manzoni, da via per Binda, da via De Vit e da Piazza Cadorna, che si configurano così, soprattutto viale Manzoni e via per Binda, come le principali strade-alveo nonché dalle vie minori afferenti a viale Manzoni e a via De Vit e dagli accessi nelle proprietà private. 7.11.3.3. OPERE DI REGIMAZIONE E DI DIFESA Lungo l’alveo del Rio Berta non sono presenti opere di regimazione e difesa. 7.11.3.4. ZONAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ Si è ipotizzato per la definizione dei livelli di pericolosità, uno scenario di dissesto che comprenda un evento alluvionale caratterizzato da innesco di un fenomeno di piena torrentizia con consistente trasporto solido. Si ritiene innanzitutto che sia altamente possibile una tracimazione all’altezza delle canalizzazioni Coreca028, 029 e 030 a causa dell’insufficiente dimensionamento delle sezione di deflusso. Il flusso ad elevata energia di acque e detriti esondati attiverebbe come strada-alveo viale Manzoni (fatto peraltro già realizzatosi durante l’evento alluvionale dell’agosto 1924) e conseguentemente la via De Vit e la piazza Cadorna poste nel nucleo storico di Stresa. Viste le limitate dimensioni dei cunicoli, è ipotizzabile che in caso di ostruzione di uno di essi, gran parte del deflusso del Rio Berta si riversi su viale Manzoni che pertanto è stato considerato nella “Carta geomorfologica e del dissesto” a pericolosità molto elevata. Via De Vit e piazza Cadorna, localizzate in posizioni più distali, sono state definite a pericolosità elevata, con le porzioni laterali rispetto alle strade-alveo valutate come aree a pericolosità media. Anche via per Binda potrebbe configurarsi come strada-alveo nell’ipotesi di un’ostruzione di Coreca028 o 029; in tal caso i deflussi raggiungerebbero il nucleo storico di Stresa attraverso via Principe Tomaso con scarse possibilità di disperdersi lungo il tragitto.

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8. ANALISI DELLA PERICOLOSITÀ PER FENOMENI DI DINAMICA GRAVITATIVA 8.1. RACCOLTA DATI DI EVENTI STORICI DI DISSESTO GRAVITATIVO Per quanto riguarda i dissesti storici di origine gravitativa, le principali informazioni vengono fornite dalle schede della Banca Dati Geologica e dall’archivio Arpa-Newgeo. Sono segnalati due avvallamenti spondali nel XIX secolo, il primo, avvenuto il 3-12-1869, ha interessato la spiaggia occidentale dell’Isola Superiore per un’estensione di circa 40 m, il secondo ha avuto luogo nel 1882 probabilmente in prossimità dell’attuale imbarcadero (dato ricavato dalle coordinate riportate in scheda), provocando lesioni a muri e ad edifici. Vengono infine segnalati eventi molto recenti che hanno interessato la frazione Someraro nel 1989, meglio specificati nel capitolo 7.3. e, nel 1988, la sponda destra del R. Molino (o R. Selvalunga) all’altezza del ponte della strada provinciale, dove, durante gli scavi della galleria Stresa 2 dell’autostrada A26, si è avuta la parziale riattivazione di un vasto movimento franoso con formazione di fratture di tensione e lesioni sulla sede stradale della S.P. e delle gallerie. Si segnala quanto riportato da Buschini (1989) circa l’origine di Someraro; le ipotesi sarebbero due: un terremoto che devastò Carciano nel IX secolo, ipotesi alquanto improbabile visto la bassa sismicità della zona, oppure un avvallamento di sponda dove sorgeva l’antico nucleo di Carciano, con trasferimento della popolazione nel luogo dove adesso sorge Someraro. Non viene riportata la posizione della zona franata, ammesso e non concesso che essa abbia mai avuto luogo. 8.2. ELEMENTI FORNITI DAL QUADRO IFFI Il quadro IFFI (Inventario Fenomeni Franosi Italiani) fornisce elementi ed interpretazioni circa la situazione morfologica presente nel territorio comunale di Stresa; va necessariamente sottolineato come valutazioni e riscontri provenienti dal quadro stesso siano stati ottenuti attraverso analisi bibliografica e fotointerpretazione, ma senza rilevamento sul terreno. In particolare si riconoscono tre vasti areali in dissesto: 1. Versante est del M.te Croce della Tola

Il quadro IFFI riconosce un’ampia area interessata da una DGPV che si estende a partire dalla sponda destra del T. Selvaspessa sino alla sponda sinistra del T. Roddo, comprendendo anche una parte delle conoidi apicali dei torrenti Roddo, Selvalunga e Rampolino; non viene però specificato lo stato di attività del dissesto. All’interno di questa vasta perimetrazione è compresa anche la frana in destra del T. Selvaspessa in territorio di Baveno ma al confine con Stresa, definita come movimento a meccanismo complesso quiescente. È inoltre identificata con simbologia puntiforme un’area soggetta a frane superficiali diffuse poco a valle della sommità del M.te Croce della Tola.

2. Areale di Levo-Someraro-Rio Selvalunga Nella perimetrazione della DGPV di cui al punto precedente, è stata individuata un’area in frana in stato quiescente generata da un meccanismo di scivolamento rotazionale/traslativo; tale zona comprende gli abitati di Levo e Someraro e una vasta porzione in sponda destra del Rio Selvalunga; è segnalata inoltre un’area interessata da uno scivolamento rotazionale/traslativo stabilizzato sempre in destra del Rio

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Selvalunga. Come dissesto puntiforme è infine individuato uno sprofondamento a Someraro datato 1989, dovuto all’esecuzione delle gallerie autostradali e più ampliamente descritto in un capitolo successivo della presente relazione.

3. Alpe Vedabbia e T. Selvaspessa Il quadro IFFI individua un’area in frana con meccanismo complesso sul fianco occidentale del M.te Crocino, compresa tra l’A. Vedabbia e l’A. Occhiabella; di tale dissesto non è specificato lo stato di attività. Lungo la fascia spondale sinistra del T. Selvaspessa viene perimetrata un’area interessata da crolli e ribaltamenti diffusi nonché, con simbologia lineare, tre colate rapide lungo gli alvei dei rii impostati sul versante est del M.te Crocino.

8.3. DISSESTI DI ORIGINE GRAVITATIVA Sotto questa denominazione sono stati descritti tutti quei processi geomorfologici di dissesto (secondo quanto definito dal PAI e dalla D.G.R. n. 45-6656 del 15-07-2002) e le relative forme connesse, che hanno l’azione della gravità come agente determinante; per ogni tipo di processo, è stato riportato in cartografia il perimetro dell’area di dissesto, il ciglio e l’accumulo se tali forme avevano dimensioni sufficienti per essere cartografate; in caso contrario si è utilizzato un simbolo puntiforme; ogni frana è contraddistinta da un codice che ne individua tipo e stato di attività. Per il territorio in esame si distinguono dissesti gravitativi che interessano depositi superficiali e substrato roccioso. a) Depositi superficiali 1) Frane per fluidificazione e saturazione delle coltri eluvio-colluviali e di materiali detritici Si tratta di dissesti che interessano la coltre eluvio-colluviale e sono generati o da una acclività del pendio maggiore dell'angolo di riposo del terreno (provocata da erosioni al piede ad opera di corsi d'acqua o da intagli prodotti dall'uomo per motivi viari o costruttivi) oppure da un accumulo locale di pressioni interstiziali dell'acqua di infiltrazione. In questo caso il movimento avviene per scivolamento superficiale e planare della coltre con evoluzione, nel caso in cui la massa franata si inalvei in un incisione torrentizia caratterizzata da elevata pendenza longitudinale, in vera e propria colata detritica. Tali dissesti, le cui forme tendono ad essere obliterate e non più riconoscibili nel giro di pochi anni, sono caratterizzati da dimensioni del ciglio e della nicchia di distacco in genere non superiori ai venti metri, con scarpata del ciglio di circa 1-2 m. Tali dissesti si sviluppano per lo più lungo le fasce spondali dei corsi d’acqua torrentizi, in particolari sono stati riconosciuti numerosi esempi lungo il Rio Rampolino, il Rio Selvalunga, il T. Crèe e lungo entrambe le fasce spondali dell’asta del T. Roddo sia nel tratto montano sia in conoide in prossimità della confluenza con il Rio Selvalunga. 2) Scivolamenti traslazionali in depositi glaciali In sponda sinistra del T. Crèe è stato rilevato un dissesto di origine gravitativa che coinvolge una vasta porzione di versante costituito da depositi glaciali; la frana presenta tre cigli contigui, il più esteso dei quali misura oltre 50 m, con zona di scorrimento caratterizzata dalla mancanza di vegetazione e di coltre superficiale a testimonianza della continua riattivazione del dissesto; l’azione erosiva laterale causata dal corso d’acqua potrebbe far evolvere lo scivolamento verso un meccanismo più complesso con una componente

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determinata dal crollo di alcune porzioni del deposito glaciale in corrispondenza del piede del versante. È stato possibile osservare a monte del ciglio principale la presenza di alcuni ordini di scarpate di altezza massima di circa 1 m indicativi di una fase di complessivo ribassamento del versante a monte. 3) Scivolamenti in ambiente subacquaeo Detto di quanto riportato dal Buschini circa una frana subacquea del IX secolo che semidistrusse l’antico nucleo di Carciano, notizie certe su scivolamenti subacquei riguardano l’isola dei Pescatori (fonte Banca Dati Regionale). In assenza di ricerche specifiche, si può in prima approssimazione valutare la propensione delle sponde a franamenti subacquei sulla base dell’acclività della scarpata lacustre. Ci si è avvalsi dei rilievi batimetrici a scala 1:25.000 e 1:2.000 realizzati e pubblicati dal CNR. (le curve batimetriche da essi ricavate sono state evidenziate nell’elaborato Geo 3). Si può osservare come nei pressi delle conoidi del T. Roddo, Fiumetta e Crèe siano presenti zone sommerse per un’estensione variabile tra i 30 e i 200 m aventi acclività mai superiore a 10°, con successiva rottura di pendenza ed evidenziazione di una scarpata subacquea con pendenza di circa 23-25°. Nella zona corrispondente al tratto tra la conoide del T. Roddo e la conoide del Rio Rampolino, alla conoide stessa e alla porzione verso il confine con il comune di Baveno, si osserva una monotonia del pendio subacqueo a partire dalla linea di costa, con valori di acclività costanti intorno a 26-27°. In sintesi si può affermare che la zona del lungolago storico di Stresa presenta tratto subacqueo a bassa acclività e conseguentemente una minor pericolosità naturale per quanto riguarda avvallamenti di sponda. 4) Movimenti gravitativi compositi Vengono così chiamati i dissesti che hanno coinvolto la copertura glaciale individuati in sponda destra e sinistra del T. Selvaspessa in prossimità del confine comunale tra Stresa e Baveno e a valle dell’attraversamento della strada per l’Alpe Vedabbia. Si tratta di frane con meccanismo di movimento complesso, derivate dalla combinazione di crollo, innescato dall’erosione al piede da parte delle acque in piena del Selvaspessa, e di scivolamento traslativo. b) Substrato roccioso 1) Deformazioni gravitative profonde di versante (DGPV) Torrente Selvaspessa Il rilievo geologico e geomorfologico svolto, ha messo in luce, lungo il versante in destra del T. Selvaspessa, prevalentemente in comune di Baveno ma al confine con il comune di Stresa, una serie di evidenze morfologiche ascrivibili a fenomeni di deformazione gravitative profonde. In particolare sono stati riconosciuti nel tratto compreso tra quota 400 e 600 m s.l.m.: − fessure di trazione in roccia estese 2-3 m, considerabili come evidenze superficiali di

fratture profonde; − trincee con andamento subparallelo al versante;

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− scarpate in roccia di altezze plurimetriche; − contropendenze. Per quanto riguarda le forme riconosciute legate alla deformazione profonda, risulta poco agevole determinare, in mancanza di misure e di rilievi topografici recenti sufficientemente dettagliati, se vi siano state modifiche nella loro geometria causate dall’evento alluvionale dell’8 luglio 1996; tuttavia è stato possibile osservare lungo l’ammasso roccioso affiorante nei pressi della località “le Miniere”, la presenza di fratture beanti ad apertura centimetrica di genesi molto recente. La sponda destra del T. Selvaspessa nel tratto esaminato, che rappresenta la parte frontale del versante in frana, mostra un gran numero di dissesti gravitativi di varia tipologia caratterizzati da evoluzione rapida (scivolamenti superficiali in coltre, frane di crollo, crolli in massa) sia attivati durante l’evento del ’96 sia precedenti; essi appaiono connessi a movimenti complessivi del versante o di vaste porzioni dello stesso, di entità al momento non conosciuta; tali dissesti sono in grado di fornire materiale detritico nell’alveo montano che una volta presi in carico determinano l’innescarsi delle colate detritiche lungo il T. Selvaspessa. È pertanto ipotizzabile la presenza di un movimento franoso profondo in destra del T. Selvaspessa; tuttavia è necessario specificare che al momento non esiste uno studio sufficientemente preciso con tecniche geomorfologiche e geologico-strutturali sull’area in frana e che non si hanno dati o testimonianze storiche sull’evoluzione nel tempo del fenomeno franoso, anche se, sulla base delle osservazioni fatte, è ragionevole ipotizzare che il movimento franoso sia da considerarsi attivo. Il sistema di monitoraggio recentemente approntato, dovrà consentire, progressivamente nel tempo, di definire: 1. l’esatta delimitazione del fenomeno franoso sia in termini di estensione areale sia di

profondità interessate e quindi di volumetrie; 2. la determinazione del meccanismo di movimento e la quantificazione dei movimenti in

atto all’interno della massa instabile, oltre che la loro variazione spazio-temporale; 3. l’influenza di fattori esterni non direttamente riconducibili al fenomeno, ma che possono

avere importanza notevole nell’innesco dello stesso (per esempio intensità e durata delle precipitazioni piovose, microsismicità, ecc.);

4. la valutazione dello stato tensionale dell’ammasso roccioso. Monte Croce della Tola Il fenomeno in destra del T. Selvaspessa potrebbe essere connesso col dissesto che comprende un’ampia porzione di versante a monte di Romanico e Loita in Comune di Baveno e di Campino e Someraro in Comune di Stresa, che le Tavole dell’Atlante dei Rischi idraulici e idrogeologici del P.A.I. indicano con la denominazione di “Frana attiva”. Sulla base di quanto evidenziato nel rilevamento geologico e geomorfologico e dei risultati della ricerca in letteratura riportati di seguito, si ritiene di estendere l’inviluppo delle forme indicanti processi quali DGPV sino alla sommità del M.te Croce della Tola. A tal proposito è stata fatta una ricerca bibliografica e storica che ha prodotto i seguenti risultati.

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Pubblicazione C.N.R. – I.R.P.I. (1987) Il lavoro dal titolo “Fenomeni di deformazione gravitativa profonda nell’arco alpino occidentale italiano. Considerazioni lito-strutturali e morfologiche” a firma dei Dott. Giovanni Mortara e Pier Franco Sorzana, ha preso in considerazione anche la zona in esame. Gli autori fanno riferimento alle indagini condotte dall’Istituto di Ricerca per la Protezione Idrogeologica nel bacino padano di Torino per la redazione della “Carta dei dissesti” della Regione Piemonte. Dalla lettura di questa pubblicazione si può evincere come lo scopo degli autori sia stata l’analisi a carattere generale della presenza delle DGPV nel territorio del Piemonte e della Val d’Aosta e l’identificazione delle condizioni litologiche, strutturali e morfologiche e del ruolo da esse giocato nella genesi di questi fenomeni gravitativi nell’arco alpino occidentale. L’analisi è stata condotta dagli autori attraverso l’osservazione di aerofotografie d’alta quota (scala 1:50.000); successivamente sui casi accertati (191) sono state realizzate analisi più approfondite su aerofotografie di maggior dettaglio allo scopo di evidenziare le principali caratteristiche morfologiche nonché da osservazioni sul terreno. Gli autori giungono alla conclusione che nella vasta area indagata “sono risultate cause preparatorie importanti tanto la litologia, soprattutto in relazione alle caratteristiche tessiturali del substrato, quanto le discontinuità tettoniche minori (sistemi di giunti di frattura), in particolare quando si dispongono in direzione subparallela a quella del versante”. Inoltre vengono considerate cause talora determinanti “i fenomeni di rilascio dei versanti conseguenti alla deglaciazione wurmiana, come starebbe ad indicare la collocazione di numerosi casi osservati in corrispondenza di confluenze glaciali e di tronchi vallivi marcatamente sinuosi”. Infine gli autori evidenziano che “le DGPV possono evolvere in altri tipi di frane […….] Tuttavia tale constatazione non è sicuramente sufficiente per consentire previsioni generalizzabili. Una verifica in tal senso sarà possibile solo attraverso una migliore comprensione delle cause e dei meccanismi che controllano questi fenomeni”. Non vengono prese in considerazione nello studio l’esistenza di criteri per definire lo stato di attività delle DGPV. Dalla “Carta schematica della localizzazione delle DGPV in relazione alle principali strutture tettoniche dell’arco alpino occidentale” a scala 1:1.500.000 presente nella pubblicazione in esame, si può dedurre molto indicativamente la posizione di morfostrutture che interessano la sponda occidentale del Lago Maggiore e che sono considerati indizi della presenza di DGPV. Si osserva come tale dissesto dovrebbe essere localizzato all’altezza del confine tra Stresa e Gignese in corrispondenza della incisione valliva antica dalla quale ha origine il ramo destro del T. Selvaspessa e il ramo sinistro del T. Erno. Carta delle frane della Regione Piemonte La carta delle frane, scala 1:100.000 della Regione Piemonte – Settore Prevenzione del Rischio Geologico, Meteorologico e Sismico – Banca Dati Geologica, individua nell’area in esame un poligono descritto in legenda come “Frane per lo più antiche, riguardanti il substrato caratterizzate da diffusa quiescenza. Possibili riattivazioni.” e in particolare come “Frane con meccanismi di vario tipo spesso combinati; deformazioni gravitative profonde. Tipologie prevalenti: movimenti traslazionali associati a crolli in massa passanti a colamenti o a valanghe di roccia.” Viene anche definita verso monte del poligono una doppia linea che sta ad indicare “Indizi morfologici e strutturali di deformazione gravitativa profonda”.

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Nel caso della carta Regionale però la doppia linea non è posizionata correttamente fra il T. Erno e il T. Selvaspessa, mentre non si rilevano forme di questo tipo più ad est. Peraltro anche la frana attiva in sponda destra del T. Selvaspessa è posizionata in modo non completo sulla stessa Carta delle Frane. Area di frana attiva secondo la classificazione PAI L’area classificata dal PAI come “area di frana attiva” presenta un’estensione di circa 2.8 km2 ed è localizzata a partire dalla sponda destra del T. Selvaspessa sino al confine con l’abitato di Someraro ed è compresa tra le quote 300 m s.l.m. e 700 m s.l.m: − la zona mostra caratteristiche morfologiche indicative di vari processi che hanno

contribuito alla configurazione attuale del versante; tali caratteri sono costituiti da numerosi terrazzi pianeggianti di limitata estensione, posti a volte a quote differenti, da valli torrentizie con caratteristico profilo a “V”; sono rilevabili una serie di contropendenze con direzione parallela o subparallela al versante con elevazione variabile da pochi metri ad oltre una decina di metri ed estensione longitudinale generalmente abbastanza limitata, presenti dal M.te Croce della Tola sino a quota 550 m s.l.m.; tali forme appaiono per lo più colmate o semicolmate da depositi di origine glaciale, benchè si possano osservare in sporadici casi contropendenze impostate in substrato roccioso. Sono state rilevate inoltre chiari sdoppiamenti di cresta proprio al culmine del M. Croce della Tola e rare trincee sviluppate in roccia; non sono state osservate porzioni di ammasso roccioso con intensa fratturazione (ad eccezione di un’area a sud di Campino) ed evidenze di rigonfiamento del versante;

− non sono state rilevate evidenze geomorfologiche di dissesti gravitativi superficiali recenti associabili a DGPV (rock avalanche, scivolamenti rotazionali o translazionali in roccia, frane complesse);

− non sono stati reperiti dati storici su attività di dissesto ricollegabili ad una DGPV. Secondo i criteri e le modalità di valutazione e perimetrazione dei livelli di rischio previsti dal PAI (2. Atlante dei Rischi Idraulici e Idrogeologici Par. 5.2.) l’intensità o magnitudo è definibile, per la zona in esame, di tipo M3 (deformazione gravitativa profonda di versante di estensione maggiore di 106 m2) e lo stato di attività è definibile come quiescente; ne deriva che dalla matrice in Tab. 5.3. del citato atlante, la pericolosità è del tipo P0, le modalità evolutive sono senza variazioni apprezzabili S2, da cui la pericolosità in relazione alle modalità evolutive rimane del tipo D0, e pur non essendo prevedibili interventi importanti, la pericolosità resta del tipo H0, da cui una valutazione finale di pericolosità assente Z0. Movimenti legati alla terebrazione dell’autostrada dei Trafori Un esempio conosciuto di movimento recente è quello di Someraro, per altro al di fuori dell’area delimitata dall’Atlante dei Rischi PAI. Nel corso della terebrazione della galleria autostradale detta Mottarone 1 si sono manifestati fenomeni deformativi che hanno interessato edifici dell’abitato di Someraro. Lo scavo della galleria ha infatti causato un notevole abbassamento del livello piezometrico valutabile in alcune decine di metri; tale fatto ha indotto significativi cedimenti verticali delle coperture non più sorrette dalla presenza della falda (subsidenza) e che si sono evidenziati nell’ambito dell’abitato con fessurazioni degli edifici e con l’esaurimento della fonte del lavatoio di Someraro. È stato conseguentemente predisposto da parte dell’Autostrade s.p.a. un sistema di monitoraggio nell’areale di Someraro sia di tipo topografico sia strumentale attraverso la posa di inclinometri, piezometri, deformometri ed estensimetri in foro, fessurimetri.

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Da quanto riportato nei vari rapporti di sintesi delle misure di controllo, i movimenti hanno avuto un acme nel periodo estate 1989 e primi mesi 1990, a cui è seguito un progressivo assestamento, tanto che nel dicembre 1991 i lavori di scavo della galleria sono ripresi dopo la sospensione che risaliva all’ottobre 1989. Le successive misure, realizzate sino al febbraio 1999 hanno mostrato una situazione nel complesso stabilizzata con variazioni legate solamente ai normali cicli stagionali; l’originario livello piezometrico non è stato ristabilito dopo la realizzazione della canna di monte della galleria Mottarone 1. Pubblicazione di Tibaldi et al. (2004) La recente pubblicazione a cura di Tibaldi et al. (2004) prende in esame nello specifico sia la situazione morfologica presente in corrispondenza del M. te Croce della Tola sia quella del M.te Scincina in territorio comunale di Gignese, riconoscendo l’esistenza di una DGPV. Lo studio utilizza criteri geologici e geomorfologici per l’interpretazione delle morfostrutture rilevate e palesosismologici per quanto riguarda il riconoscimento delle zone di movimento e una prima cronologia degli stessi, usufruendo di osservazioni fatte lungo i fronti di scavo finalizzati alla messa in posto del nuovo metanodotto. L’autore riconosce l’esistenza di piani di movimento correlabili con le scarpate e le contropendenze presenti sul fianco est del M.te Croce della Tola; in particolare essi sono osservabili soprattutto all’interno dei depositi glaciali più antichi (appartenenti secondo l’autore all’Alloformazione di Albizzate 180.000-120.000 anni fa) dove presentano persistenza e continuità maggiori. Nei sedimenti glaciali più recenti (appartenenti secondo l’autore all’Allogruppo di Besnate 40.000-25.000 anni fa) le superfici di movimento non sono sempre presenti: in particolare sono stati riconosciuti discontinuità meno persistenti e meno sviluppate rispetto a quanto osservabile nei depositi più antichi e in alcuni casi è stato osservato come tali discontinuità fossero interrotte in corrispondenza dei sedimenti glaciali più recenti. In conclusione l’autore ritiene che i movimenti gravitativi abbiano avuto luogo con una maggiore attività durante la fase interglaciale che ha preceduto la deposizione dei sedimenti appartenenti all’Allogruppo di Besnate, con nuova attivazione nel periodo post-glaciale solo di alcuni piani di movimento e con quantità di deformazione nel complesso inferiore; non vengono fatte ipotesi sull’attuale stato di attività della DGPV né su possibili legami con la frana attiva in destra del T. Selvaspessa. Considerazioni conclusive Va innanzitutto rilevato come ci sia accordo sul fatto che le morfostrutture presenti sul versante est del M.te Croce della Tola abbiano avuto origine da un processo di Deformazione Gravitativa Profonda di Versante benché si ignori la tipologia, la geometria e il meccanismo del movimento profondo. Lo stato di attività del dissesto non viene meglio specificato sui lavori a carattere scientifico presi in esame, per quanto dal lavoro di Tibaldi et al. si può dedurre che gli indizi di movimento più recenti osservati dall’autore siano superfici che hanno in parte tagliato depositi glaciali di età compresa tra 25.000 e 40.000 anni, in periodo sicuramente post-glaciale. Al fine di valutare in prima approssimazione l’attività del dissesto riconosciuto, si possono fare le seguenti considerazioni: - non si segnalano nella zona episodi dissestivi storicamente noti o di recente

accadimento riconducibili all’attività della DGPV;

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- esemplificativo appare il caso dell’evento alluvionale dell’8 luglio 1996: intensissime piogge cadute in un intervallo di tempo molto breve hanno interessato l’areale del Mottarone da Omegna a Stresa, provocando dissesti lungo tutta la rete idrografica dei comuni di Omegna e Baveno; la DGPV attiva individuata in sponda destra del T. Selvaspessa ha mostrato chiarissimi segni di attivazione durante l’evento alluvionale, dando luogo a numerose frane in roccia di notevoli dimensioni e con differenti meccanismi di movimento che hanno causato l’innesco di colate detritiche lungo il T. Selvaspessa fino alla sua conoide alluvionale. L’area del M.te Croce della Tola al contrario non ha mostrato nessun segno di dissesto di particolare rilevanza, tant’è vero che il ramo del T. Selvaspessa, impostato lungo la valle glaciale sul fianco occidentale del M.te Croce della Tola, non è stato riattivato durante l’evento e ha fornito scarsissimo contributo alla piena del corso d’acqua;

- la zona quindi non risulta interessata da recente dinamica dissestiva a larga scala; tuttavia, vista la complessità morfologica sottolineata in precedenza, si è ritenuto utile approfondire con adeguati monitoraggi di tipo intrerferometrico SAR (vedi nota ARPA Prot. n. 8572/20.4 del 05/05/2003) l’eventuale presenza di elementi indicatori di stato di attività residua di versante a scala multimetrica e di verificarne l’eventuale connessione con la DGPV attiva in destra del T. Selvaspessa; per tale motivo il Comune di Stresa ha ottenuto un contributo alla Regione Piemonte per uno studio basato sull’acquisizione ed interpretazione dei dati provenienti dal Monitoraggio Interferometrico SAR. Tale studio è stato recentemente ultimato e l’interpretazione dei dati ottenuti è riportata nell’elaborato Geo 1 bis.

Per tutte le considerazioni fatte si è ritenuto di indicare nell’elaborato Geo 3 “Carta geomorfologica e del dissesto” l’area che comprende l’inviluppo delle morfostrutture riconosciute con il tematismo “area con indizi geomorfologici di DGPV stabilizzata”. 2) Frane di crollo in roccia Si tratta di fenomeni di crollo e distacco di massi, lastre o limitate porzioni rocciose, localizzati in corrispondenza di fasce spondali in roccia fratturata o interessata da discontinuità tettoniche. Le manifestazioni più importanti di questi disturbi ai fini della pianificazione urbanistica sono rappresentate dalle possibilità di distacchi di porzioni di roccia lungo i versanti o soprattutto lungo le fasce spondali dei rii. Tali dissesti possono essere inoltre favoriti dall'azione crioclastica di gelo-disgelo, dalla presenza di acque circolanti e, nel caso di crolli o ribaltamenti lungo le fasce spondali, dall’azione erosiva dei corsi d’acqua ai piedi del versante. A monte dell’apice di conoide del Rio Roddo il fianco sinistro, costituito da roccia (micascisti e paragneiss), sporadicamente ricoperto da coltre eluvio-colluviale, potrebbe essere oggetto di crolli o di distacchi di lastre di materiale lapideo, che potrebbero ostacolare il normale deflusso del corso d’acqua. 3) Scivolamenti rotazionali/traslazionali in roccia In sponda destra del Rio Selvalunga, all’altezza dei ponti autostradali e della strada Stresa-Someraro, a partire da quota 510 m s.l.m. è rilevabile una vasta area (circa 73.000 m2) caratterizzata da numerosi e discontinui affioramenti di Scisti dei Laghi estremamente fratturati che costituiscono scarpate subverticali di altezza variabile (in genere 3-4 con un massimo di circa 25 m) delimitate a monte da orli; è osservabile inoltre un profilo a gradini del versante con una zona subpianeggiante particolarmente estesa a quota 470 m s.l.m.; a

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valle di alcune scarpate in roccia sono talvolta rilevabili deboli contropendenze. Nel complesso tali elementi morfostrutturali sono indicativi di un’area interessata da un vasto movimento franoso che coinvolge il substrato roccioso anche in profondità. Tale dissesto ha subito una parziale riattivazione nella primavera del 1988 (fonte Banca Dati Geologica dell’ARPA Piemonte) durante i lavori di scavo dell’imbocco nord della galleria autostradale Stresa 2, provocando lesioni alla strada Stresa-Someraro, al rivestimento provvisorio della galleria, ai muri di contenimento dell’imbocco della stessa nonché alla spalla destra del ponte stradale. A seguito di tale riattivazione sono stati collocati nell’area in frana inclinometri e piezometri; i dati misurati dagli strumenti non sono purtroppo noti allo scrivente. Anche in assenza di dati sullo spessore dell’ammasso roccioso coinvolto nel movimento, è possibile però ipotizzare per la frana un meccanismo complesso con componente principale data da scivolamento rotazionale/traslazionale. La recente riattivazione del dissesto franoso, per quanto dovuta a cause antropiche, impone comunque di considerare lo stesso come quiescente. Lo stato di consistente fratturazione degli affioramenti rocciosi è indicativo di una pericolosità potenziale per crolli in roccia puntuali che possono coinvolgere limitate porzioni rocciose con volume unitario dei blocchi abbastanza limitato proprio a causa della fitta fratturazione. In sponda destra del T. Crèe, è stato riconosciuto un versante caratterizzato dalla presenza di detrito grossolano sia nel tratto d’alveo corrispondente sia lungo il pendio e da modesti affioramenti rocciosi con ammasso estremamente fratturato e dislocato; è ragionevole ritenere data la pendenza e le caratteristiche morfologiche rilevate, che in passato su tale fascia spondale si sia impostato un dissesto franoso (scivolamento planare?) e che il versante possa essere riattivato anche con formazione di frane puntuali con meccanismo di crollo e/o ribaltamento. 9. DISSESTI DI ORIGINE TORRENTIZIA Con tale dicitura sono state perimetrate le aree interessate dalla dinamica torrentizia dei rii Berta, Rosmini e Gabuso in corrispondenza del nucleo storico di Stresa e dei rii senza nome attivati durante l’evento del maggio 2002 e localizzati in corrispondenza di Carciano. La suddivisione delle aree a differente grado di pericolosità (e quindi di energia come da d.g.r. n. 45-6656 del luglio 2002) è scaturita da considerazioni geomorfologiche ed idrauliche a carattere qualitativo (si veda quanto riportato per il Rio Berta nel capitolo 7.11); non è stato prodotto infatti alcuno studio idraulico di dettaglio per i suddetti corsi d’acqua, in quanto la loro pericolosità è determinata essenzialmente dalla percentuale di frazione solida in carico; l’esame della morfometria e dei sedimenti presenti in tali rii indica in tal senso la possibilità di innesco di piene con fluido ipercritico (debris flood) associate a fenomeni franosi lungo le fasce spondali o ad episodi di consistente erosione di fondo.

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10. CARTA DI SINTESI DELLA PERICOLOSITÀ GEOMORFOLOGICA E DELL’IDONEITÀ ALL’UTILIZZAZIONE URBANISTICA 10.1 GENERALITA’ Le modalità di definizione della carta di Sintesi della pericolosità geomorfologica e dell’idoneità all’utilizzazione urbanistica sono il risultato del dibattito disciplinare determinato dalle varie normative regionali e nazionali, nonché dall’esperienza maturata nella stesura delle indagini geologiche a corredo di numerosissimi Piani Regolatori Generali e loro Varianti e dei conseguenti confronti e condivisioni con le Direzioni Regionali e l’ARPA nell’ambito dei Gruppi Interdisciplinari. Si tratta di un’insieme di procedure e metodologie, non necessariamente definite una volta per tutte, sia in quanto la normativa e la prassi appaiono ancora in evoluzione, sia in quanto le varie e diverse situazioni territoriali esigono la messa a punto di criteri specifici locali da condividere di volta in volta con gli Enti preposti, attraverso il confronto con i Funzionari Istruttori, da un lato e gli Amministratori, i Responsabili dei Procedimenti e gli estensori dei progetti, Geologi e Urbanisti, dall’altro. 10.2CARICO ANTROPICO, PERICOLOSITA’, ARTICOLAZIONE DELLE CLASSI IIIB Pare opportuno inserire nella presente Relazione Geologica alcune considerazioni sul concetto di carico antropico, pericolosità e articolazioni delle classi IIIb, anche a chiarimento dell’impostazione data alla classificazione di Sintesi del territorio e alle Norme Tecniche di Attuazione a. Come è noto la Circ. P.G.R. 7LAP/96, nel paragrafo -Classe IIIB- indicava che in tale

classe “in assenza di intervento di riassetto territoriale di carattere pubblico a tutela del patrimonio urbanistico esistente, saranno consentite solo trasformazioni che non aumentino il carico antropico quali, a titolo di esempio, interventi di manutenzione ordinaria, manutenzione straordinaria, risanamento conservativo, ecc.”. Non comparivano in tale possibilità di deroga le ristrutturazioni edilizie né di tipo A, né ovviamente di tipo B.

b. Con la Nota Tecnica Esplicativa venivano successivamente introdotte alcune

modifiche importanti: • Par. 7.3. - Incremento del carico antropico: “Quanto indicato dalla Circolare

7/LAP alla Classe IIIb), secondo paragrafo …..va inteso in senso generale, in funzione del grado di pericolo, in funzione della possibilità di mitigazione del rischio ed in relazione al numero di abitanti già presenti nella zona. Fatte salve le situazioni di grave pericolo, individuate in ambito di P.R.G. dalle cartografie tematiche o esplicitate nella cartografia di sintesi quali sottoclassi specifiche, si ritiene corretto, a seguito di opportune indagini di dettaglio, considerare accettabili gli adeguamenti che consentano una più razionale fruizione degli edifici esistenti, oltrechè gli adeguamenti igienico-funzionali (es. si intende quindi possibile la realizzazione di ulteriori locali, il recupero di preesistenti locali utilizzati, pertinenze quali box, ricovero attrezzi, ecc., escludendo viceversa la realizzazione di nuove unità abitative)”. Rispetto alla Circ. P.G.R. 7LAP/96 veniva così introdotta la possibilità della ristrutturazione edilizia sia di tipo A che di tipo B, l’ampliamento in sagoma e in elevazione, ma non la realizzazione di nuove unità abitative o immobiliari; nulla

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veniva detto rispetto agli edifici a carattere commerciale e industriale o destinati a servizi.

• Par. 7.5. - Ambito di applicazione della Classe IIIB e divieto di declassazione: la N.T.E. stabiliva che la classe IIIB venisse applicata anche alle aree allagabili con battenti d’acqua superiori “ai pochi centimetri” (che la Circ. P.G.R. 7LAP aveva riservato alle classi II) e a “tutti quei settori anche condizionati da pericolosità meno accentuate, in cui non è pensabile che le misure di intervento strutturali o non strutturali, anche se di elevata efficienza, possano risolvere in via definitiva le problematiche presenti”.

• “Per tale motivo l’esecuzione di interventi di riassetto non può consentire la declassazione delle aree interessate”.

• Con questa precisazione veniva ampliato l’obbligo della classe IIIB anche ad aree a pericolosità moderate.

• ar. 7.8. - Articolazione della classe IIIB: la N.T.E. ammetteva la possibilità di suddividere la Classe IIIB in sottoclassi nelle quali fossero diversificati gli interventi ammessi, a seguito di realizzazione di opere di riassetto, dalle nuove edificazioni, ampliamenti o completamenti nella classe IIIB2, a modesti incrementi di carico antropico nelle classi IIb3seguito della realizzazione delle opere, sino al divieto di qualsiasi incremento del carico antropico nella classe IIIB4, anche a seguito delle realizzazione di opere di sistemazione.

• Par. 7.10 – Meccanismo attuativo degli interventi di riassetto per l’eliminazione e/o minimizzazione della pericolosità in classe IIIB: la N.T.E. attribuiva all’Amministrazione Comunale le competenze per individuare:

- il cronoprogramma delle opere di riassetto; - la verifica del raggiungimento degli obiettivi di minimizzazione del rischio ai fini della

fruibilità urbanistica delle aree in classe IIIB; - la stesura delle Norme di Attuazione che esplicitino le procedure di utilizzo delle

aree, al fine di evitare il rischio di ripubblicazione del Piano. c. Dalla pubblicazione della N.T.E. i Geologi redattori delle indagini a corredo dei nuovi

P.R.G. hanno cercato di organizzare, di concerto con gli Urbanisti incaricati, norme tecniche di attuazione, che consentissero agli Uffici Tecnici Comunali di definire le tipologie di intervento ammissibili in ogni sottoclasse IIIB. Un tipo di tentativo è stato quello di definire in modo più certo il concetto di aumento del carico antropico, attribuendo alle varie tipologie di intervento previste dalla Circ. P.G.R. n.5/SG/URB del 27/04/84 una valutazione rispetto all’aumento o meno del carico antropico e alla loro ammissibilità nelle varie sottoclassi, introducendo eventualmente ulteriori distinzioni e simbologie. Tra questi tentativi, degno di nota è quello di identificare l’aumento del carico antropico con l’aumento delle unità immobiliari, operazione che però non consente di valutare gli incrementi relativi a costruzioni non di tipo residenziale In altri casi si è ritenuto di lasciare ancora generico il concetto di aumento di carico antropico, riportando semplicemente nelle Norme Tecniche di Attuazione le definizioni della Circ. 7LAP/96 e della NTE, demandando così agli Uffici Tecnici Comunali, nelle fasi di istruttoria delle domande di permessi di costruire, una valutazione discrezionale di incremento , di modesto incremento o di alcun incremento di carico antropico. Un altro tipo di tentativo è stato quello di ipotizzare per ciascuna sottoclasse l’eventuale migliorata idoneità urbanistica, anche in termini di possibilità di aumento del carico antropico, a seguito di opere di riassetto idrogeologico. Il tutto, in genere, inserito in un capitolo organico di Norme di Attuazione di carattere geologico.

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I vari tentativi non hanno mai ricevuto un avallo ufficiale da parte delle Direzioni Regionali anche di quelle che partecipano ai Tavoli Tecnici Interdisciplinari, se non con proposte di integrazione puntuale in genere mirate ad introdurre elementi di ulteriore cautela.

d. La DGR n. 2-11830 del 28 Luglio 2009, AllegatoA, riprende nuovamente l’argomento al paragrafo 6. – Chiarimenti in merito all’applicazione del concetto di “carico antropico”- precisando che a “distanza di 10 anni dalla pubblicazione della NTE” la specificazione data da tale Nota “non sia stata ancora sufficientemente esaustiva, in quanto i dubbi e le difficoltà nell’applicazione di tale norma sono ancora attuali”. Ritiene infatti la nuova DGR di “dover affrontare il problema in termini urbanistici utilizzando la terminologia propria dell’urbanistica che, di fatto, non annovera nell’elenco di definizioni dei parametri quantitativi di riferimento, la definizione di carico antropico” A questo punto la DGR detta la nuova procedura per applicare correttamente il termine di carico antropico: “ Il Piano Regolatore deve quindi analizzare il proprio territorio ed individuare puntualmente le situazioni che potrebbero trovarsi in condizioni di criticità tali da essere assoggettate a quanto previsto dalla Circ. 7/LAP e s.m.i., in termini di incremento di carico antropico” “ Individuate puntualmente tali situazioni e rilevate le condizioni di pericolosità e di rischio, dovranno essere le norme di attuazione dello S.U. a dettare prescrizioni specifiche per ogni edificio o nucleo, individuando tipi di intereventi, destinazioni e possibilità/quantità edificatorie ammesse compatibili con il livello di pericolosità e rischio rilevati” Si deve concludere quanto segue:

- Anche la nuova DGR non fornisce una definizione di carico antropico; - L’indicazione, pertanto, di rilevare puntualmente le situazioni che potrebbero

trovarsi in condizioni di criticità tali da essere assoggettate a quanto previsto dalla Circ. 7/LAP in termini di incremento di carico antropico appare, tenuto conto della mancata definizione dello stesso, priva di valore informativo praticamente utilizzabile;

- Il rimando alla terminologia propria dell’urbanistica sembra invece richiamare, positivamente, anche se ancora in modo generico, la possibilità di utilizzare le categorie di opere edilizie di cui alla Circ. PGR n.5/SG/URB del 27/04/84;

- Più complessa appare l’ipotesi di valutare non solo le condizioni di pericolosità ma anche quelle di rischio per ciascuna situazione critica, tenuto conto che la competenza del geologo riguarda soprattutto la pericolosità mentre la valutazione del rischio rende necessaria anche l’individuazione degli elementi di vulnerabilità e di valore del bene potenzialmente danneggiabile;

- Decisamente nuova l’ipotesi che le NA debbano dettare prescrizioni specifiche per ogni edificio o nucleo, ossia attraverso una sorta di Piano Particolareggiato di Riassetto Idrogeologico; la proposta appare al momento non generalizzabile a tutte le situazioni di classe IIIb, ma potrebbe essere interessante per alcune locali situazioni ad elevata pericolosità.

In assenza di una definizione ufficiale il presente studio propone la seguente definizione di Carico antropico:

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Misura della presenza umana in una determinata area, o immobile, data convenzionalmente dal numero di persone potenzialmente presenti e dalla durata presunta della loro permanenza in relazione alla funzione svolta. Per la valutazione dell’esposizione al rischio idrogeologico valgono ovviamente tutte le metodologie connesse, che tengono conto della pericolosità geomorfologica, sia in termini di probabilità di accadimento che in termini di energia, della vulnerabilità, in termini di difese e di resistenza degli edifici all’agente dissestivo, delle possibilità di allertamento e del possibile danno, in termini che vanno dal disagio, all’evacuazione, ai danni all’organismo sino alla perdita della vita umana. L’aumento del carico antropico incide evidentemente sull’ultimo fattore ossia sull’aumento quantitativo dei possibili danni alle persone. Nella pratica le categorie di trasformazione urbanistica che appaiono strettamente connesse con l’aumento del carico antropico sono certamente le nuove costruzioni, residenziali, commerciali e produttive, ma non le nuove costruzioni accessorie. Tutte le operazioni di restauro conservativo, di manutenzione ordinaria e straordinaria, non possono essere considerate direttamente connesse con aumento del carico antropico, così come la ristrutturazione di tipo A. Si può discutere se la ristrutturazione di tipo B possa determinare aumento di carico antropico., mentre tale aumento appare evidente laddove vi sia un aumento di unità immobiliari. Per le reali difficoltà di dirimere ogni tipo di situazione, si è considerata la ristrutturazione di tipo B come possibile produttrice di aumento di carico antropico, ma si è sempre previsto di poter incidere sulla vulnerabilità attraverso Piani di Riassetto Idrogeologico, lacui esecuzione consente una diminuzione complessiva del rischio e pertanto un’accettabilità degli interventi di ristrutturazione, previa espressa accettazione del rischio residuo da parte del richiedente.

10.3 CONVERSIONE FRA CLASSI DI PERICOLOSITA' GEOMORFOLOGICA E DI IDONEITA' ALL'UTILIZZAZIONE URBANISTICA AI SENSI DALLA CIRC. PGR n.7LAP E AREE IN DISSESTO DEL PAI - ATLANTE DEI RISCHI IDRAULICI E IDROGEOLOGICI

Nelle azioni di classificazione di pericolosità geomorfologica del territorio e della conseguente idoneità all’utilizzazione urbanistica si incontrano alcune problematiche connesse con le diverse procedure previste dalle varie normative: - La N.T.E. propone tre livelli di pericolosità: IIIb2, IIIb3 e IIIb4 (oltre ad una classe IIIb1

in cui le previsioni urbanistiche sono sospese "in attesa di verifiche") - Anche la D.G.R. 15 Luglio 2002 n.45-6656 indica tre livelli di pericolosità in coerenza

con il PAI: molto elevata (e), elevata (b), media o moderata (m) - Le Norme di Attuazione del PAI distinguono oltre che i livelli di pericolosità sopra

indicati anche le tipologie di pericolosità: frane (F), esondazioni e dissesti torrentizi (E), trasporto di massa su conoidi (C), valanghe (V)

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- Peraltro anche la Circ. 7LAP/96 al punto 1.2.2. prescrive che la Carta di Sintesi conduca alla zonazione del territorio per aree "omogenee" dal punto di vista della pericolosità geomorfologica e quindi anche per "tipologia" di pericolosità.

- Per quanto concerne l'idoneità all'utilizzazione urbanistica non esiste invece completa coerenza fra PAI e N.T.E. in quanto il primo fa riferimento prevalentemente alle tipologie di intervento edilizio e la seconda anche e soprattutto all'incremento di carico antropico

- Sembra possibile tuttavia far corrispondere le classi IIIb2, IIIb3 e IIIb4 alle classi di pericolosità del PAI rispettivamente media o moderata, elevata e molto elevata, soprattutto in quanto le proposte della N.T.E. sono "a titolo indicativo"

- E’ stato comunque possibile individuare una metodologia di conversione fra le due normative che tenesse conto sia della simbologia già in essere che dei livelli di pericolosità e di tipologia di pericolosità

- Ciò che non è stato possibile far coincidere è la metodologia prevista dalla Circ. PGR 7LAP e del PAI in relazione agli interventi di sistemazione. Per la Circ. 7/LAP infatti la pericolosità è quella naturale ossia indipendente dagli interventi di sistemazione per cui una conoide completamente protetta può essere anche molto pericolosa. Per sopperire a questa definizione la D.G.R. 15 Luglio 2002 n.45-6656 prevede per lo stesso livello di pericolosità due situazioni: a) -con interventi di sistemazione assenti, inefficaci o negativi b) con interventi di sistemazione migliorativi L'idoneità all'utilizzazione urbanistica prevede quindi per la stessa classe di pericolosità diverse possibilità di utilizzo, in assenza di interventi o dopo gli interventi. Viceversa per il PAI invece la pericolosità è dipendente dalla presenza o meno di interventi di sistemazione per cui una conoide completamente protetta non è pericolosa. Gli interventi di sistemazione per il PAI possono quindi condurre ad una diversa zonazione ma il PAI collega tale adeguamento alle Norme sulla programmazione e attuazione degli interventi e ai Piani Triennali (Parte III delle N.A). L'ambiguità fra le due posizioni, ambedue accettabili dal punto di vista scientifico, pone tuttavia problemi procedurali o interpretativi di non poco conto che la D.G.R. 45-6656 non è riuscita a dirimere e che anche la recentissima DGR 2-11830 del 28 Luglio 2009 non affronta. Sarebbe ovviamente opportuno che la norma regionale si adattasse alla norma sovraordinata sia come simbologia di pericolosità sia come modalità di superamento della stessa. Ovviamente tale ipotesi non risulta bene accetta in quanto da un lato vi è perdita di informazione, dall'altro presuppone una verifica dell'efficacia delle opere di difesa già in fase di pianificazione urbanistica. Per la verità si tratta in parte di un falso problema in quanto comunque è ineludibile l'analisi della pericolosità naturale e dell'efficacia delle opere di difesa.

Per quanto concerne invece il problema della modifica di classificazione a seguito dell'esecuzione delle opere è già presente nelle classi IIIb1, IIIb2 e IIIb3 della N.T.E; si tratta di normarne l'uso.

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10.4 CLASSIFICAZIONE DI PERICOLOSITA’ GEOMORFOLOGICA ADOTTATA L’analisi geologica, geomorfologica, idrologica e idrogeologica svolta ha condotto alla elaborazione della “Carta di sintesi della pericolosità geomorfologica e dell’idoneità all’utilizzazione urbanistica” che rappresenta la sintesi tra valutazioni sulla pericolosità del territorio esaminato e l’idoneità all’urbanizzazione dello stesso. Di seguito vengono illustrati i criteri di definizione delle classi di pericolosità geomorfologica e relative sottoclassi individuate nel territorio di Stresa. Classe 1 Definisce aree con pericolosità naturale irrilevante localizzate per lo più nel nucleo urbanizzato di Stresa in corrispondenza della porzione inattiva della conoide del T. Roddo. Classe 2a Individua versanti caratterizzati da acclività media o medio-bassa con modesta propensione al dissesto e presenza locale di terreni limosi con mediocri caratteristiche geotecniche, e talora di substrato roccioso affiorante o subaffiorante stabile in massa ma con locali disarticolazioni superficiali. Classe 2b Versanti ad acclività media o localmente medio-elevata, caratterizzati per lo più da substrato roccioso affiorante o subaffiorante e in misura minore da terreni di origine glaciale in genere di non rilevante spessore. Classe 2c Aree localizzate nelle porzioni litorali del territorio di Stresa caratterizzate da terreni a granulometria sabbioso ghiaiosa e da falda freatica con soggiacenza periodicamente superficiale (inferiore ai 3 m). Aree in località "torbiere" caratterizzate da terreni limoso-sabbiosi con livelli torbosi e da difficoltà di drenaggio, con formazione di ristagni superficiali. Classe 3a In questa classe sono presenti aree inedificate che mostrano pericolosità in atto o potenziale sia per dinamica idraulica sia per dinamica gravitativa; in particolare fanno parte della classe 3a: - zone di alveo e fasce spondali; - fasce spondali acclivi in condizioni di incisione valliva, comprensive di franco sommitale; - aree comprendenti gli orli di scarpata torrentizi e le zone immediatamente esterne (per

una profondità mai inferiore ai 10 m a partire dal limite dell’alveo catastalmente individuato);

- aree con importanti effetti per la laminazione delle piene; - porzioni di conoidi alluvionali soggette a dinamica ad energia molto elevata o elevata. - versanti in frana attiva e quiescente; - versanti a pendenza elevata (indicativamente superiore a 30°); - versanti boscati in cui per l’elevata acclività e per la natura dei terreni, il bosco assolve

fondamentale funzione di difesa del suolo e di protezione dal dissesto idrogeologico. Classe 3b3a Individua fasce spondali di corsi d'acqua e conoidi in zona apicale soggette ad alluvionabilità con dinamica idraulica ad energia medio-elevata. Nello specifico tale classe comprende sia le aree edificate potenzialmente coinvolgibili da dinamica torrentizia ad

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energia elevata (aree di pertinenza del T. Crèe, T. Fiumetta, Rio Berta, Rio Gabuso, Rio Rosmini e Rio Selvalunga classificate come CAb1 e EbA) sia le zone edificate comprese nelle aree limitrofe ad alvei (indicativamente a non meno di 10 m dall’alveo) e fasce spondali dei corsi d’acqua inserite in classe 3a. Classe 3b3b Identifica le zone edificate poste lungo versanti potenzialmente interessabili da dinamica gravitativa ad energia medio-elevata o alla base degli stessi. Tali aree sono localizzate essenzialmente in prossimità dell’acclive versante compreso tra l’abitato di Magognino e la ferrovia (edifici isolati), sede in passato di dissesti gravitativi come testimoniato dalla presenza di falda detritiche. Porzioni in classe 3b3b sono state individuate anche all’Alpino (al piede dei pendii rocciosi del M.te Croce della Tola) e a Campino, alla base di un versante con acclività maggiore di 30° in un’area caratterizzata da diffuse emergenze idriche. Classe 3b2a Fasce spondali di corsi d'acqua e conoidi in zona medio-distale, soggette a dinamica idraulica di media energia. Tale classe individua le aree edificate classificate come CAm1 e EmA nell’elaborato Geo 3; i criteri di perimetrazione risultano pertanto analoghi. Classe 3b2b Fasce spondali di corsi d'acqua e relative conoidi potenzialmente soggette a dinamica idraulica di bassa energia. Tale classe individua le aree di conoide edificate caratterizzate da pericolosità moderata in quanto localizzate marginalmente ai percorsi di deflusso (cioè alle strade-alveo che determinano il propagarsi dei deflussi esondati in ambito urbano) oppure poichè protette dalla presenza del rilevato ferroviario. Classe 3b2c Tratto distale delle conoidi potenzialmente soggette a modesta dinamica idraulica di bassa energia e caratterizzate da presenza di falda periodicamente abbastanza superficiale (<3m). Tale classe individua le aree edificate localizzate nelle vicinanze dell’area litorale e caratterizzate da pericolosità moderata in quanto poste marginalmente ai percorsi di deflusso (cioè alle strade-alveo che determinano il propagarsi dei deflussi esondati in ambito urbano) oppure poichè protette dalla presenza del rilevato ferroviario. Classe 3b2d Aree edificate collocate su versanti ad acclività da media ad elevata potenzialmente soggetti a dinamica gravitativa lungo i quali la trasformazione urbanistica può aver provocato locali aggravamenti della stabilità. Si tratta di zone ubicate a monte di Someraro e di Stresa caratterizzate dalla presenza di complessi residenziali risalenti a poche decine di anni fa, realizzati su versanti ad elevata acclività, con presenza di opere di sostegno e di regimazione delle acque meteoriche non sempre adeguate alla situazione esistente. Classe 3b5 Aree localizzate nei lungolaghi storici e in prossimità del litorale a valle della S.S. n. 33, allagabili a seguito di tracimazioni del Lago Maggiore con tempo di ritorno minore di 100 anni caratterizzate da innalzamento lento ed energia dipendente esclusivamente dal moto ondoso. Per tali zone la NTE prevede la creazione di una sottoclasse 3b “ad hoc” per le aree di lungolago storico. Per le zone inserite in classe 3b5, la pericolosità è determinata essenzialmente dall’innalzamento del livello lacustre ad energia nulla anche per battenti d’acqua pluridecimetrici ed è pertanto da ritenersi moderata.

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10.5 NORME DI ATTUAZIONE DI TIPO GEOLOGICO Per la definizione dell’idoneità all’utilizzazione urbanistica in ciascuna delle classi di pericolosità geomorfologica, viene proposta, in allegato, una stesura di Norme di attuazione di tipo geologico che tiene conto di tutte le considerazioni espresse nei paragrafi precedenti e che dovrà però essere condivisa anche sul piano strettamente urbanistico.

11. CONFRONTO CON GLI STRUMENTI URBANISTICI DEI COMUNI CONTERMINI È stata confrontata la classificazione di sintesi della pericolosità geomorfologica e dell’idoneità all’utilizzazione urbanistica dei comuni contermini per valutarne la coerenza con la classificazione proposta per il territorio di Stresa. I comuni confinanti sono i seguenti: Belgirate Brovello Carpugnino Gignese Lesa Gravellona Toce Omegna Baveno Si osserva che tutti i comuni sono dotati di un Piano Regolatore adeguato alla L.R. 7/LAP del 1996 ma non tutti risultano adeguati al PAI (Gignese è in fase di adeguamento). Belgirate Il territorio comunale di Stresa è delimitato verso il comune di Belgirate da due corsi d’acqua il Rio Falchetti e il Rio Sale. Sia in comune di Belgirate che in comune di Stresa è prevista una fascia di rispetto in classe IIIA e pertanto la classificazione proposta per i due comuni risulta coerente. Brovello Carpugnino Il territorio comunale di Brovello in corrispondenza del confine comunale con Stresa, trattandosi della sommità di un rilievo, è posto quasi completamente in classe II; solo una limitata porzione è posta in classe IIIA a sud est della frazione di Stropino corrispondente al versante immediatamente a valle di detto rilievo. La classificazione proposta invece per il comune di Stresa propone tra il toponimo Motta Rossa (indicato sulla CTR) e la porzione di territorio a sudest di Stropino corrisponde al versante che dalla dorsale individuata dalla Motta Rossa discende fino alla località denominata La Torbiera una fascia di classe IIIA mentre per il resto è posto in classe II sottoclassi IIA, IIB e IIC, fatta salva una limitata fascia di rispetto in classe IIIA posta a margine di una linea di ruscellamento non individuata dalla Carta Tecnica Regionale e non rilevata negli elaborati di piano di Brovello.

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La classificazione proposta, appare, in generale, coerente con quella prevista dal PRGC di Brovello, più cautelativa in corrispondenza del tratto immediatamente a valle della dorsale della Motta Rossa, rispetto alla classe II proposta per Brovello e comunque coerente con la presenza di un versante e di una fascia di rispetto posta al piede dello stesso. Gignese Il confronto tra la carta di Sintesi della Pericolosità del Comune di Gignese con quella del Comune di Stresa evidenzia alcune differenze di classificazione soprattutto in corrispondenza delle pendici del Monte Mottarone, del Monte Croce della Tola e della località Alpe Arboi. Sono differenze riconducibili prevalentemente alle basi cartografiche utilizzate per la stesura degli elaborati di piano; la possibilità di utilizzare, per il comune di Stresa, un rilievo aerofotogrammetrico più dettagliato rispetto alla Carta Tecnica Regionale ha permesso di identificare meglio le forme presenti sul territorio e di proporre una classificazione più articolata rispetto a quella del comune di Gignese individuando porzioni di territorio ascrivibili alla classe II e relative sottoclassi. Più a valle invece la classificazione risulta analoga (IIIA) in quanto il confine comunale è posto in corrispondenza di incisioni torrentizie e relative scarpate torrentizie acclivi; anche in questo caso l’utilizza della base aerofotogrammetrica ha comunque permesso di articolare meglio la classificazione del territorio ricavando, dove la morfologie e le pendenze lo permettono, limitate fasce di classe II. Lesa Il confine comunale tra Lesa e Stresa è posto in corrispondenza della valle del Rio San Paolo che sfocia nel lago Maggiore in comune di Belgirate. La Carta di sintesi del Comune di Lesa pone tutta la valle del Rio San Paolo in classe IIIA mentre per il comune di Stresa si propone, soprattutto in località la Torbiera un uso più ampio della classe II, fatte salve le fasce di rispetto del corso d’acqua stesso. Anche in questo caso si ritiene che l’utilizzo, per la stesura degli elaborati di piano, di una cartografia di maggior dettaglio rispetto alla Carta Tecnica Regionale, abbia permesso una più articolata classificazione del territorio comunale individuando anche in questo caso porzioni di territorio ascrivibili alla classe II sottoclassi IIA e IIB. Gravellona Toce Tra la classificazione proposta per il territorio comunale di Gravellona Toce e quella proposta per il Comune di Stresa si osserva completa coerenza in quanto entrambi gli strumenti urbanistici pongono le aree limitrofe al confine comunale in classe IIIA. Omegna La classificazione di sintesi del PRGC di Omegna (redatta su una base cartografica che riprende alcuni dei tematismi della Carta Tecnica Regionale) pone tutta la valle del Torrente Selvaspessa in classe II fatta salva una limitata fascia di rispetto del corso

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d’acqua (inferiore a 10 metri nonostante il corso d’acqua sia iscritto all’elenco delle acque pubbliche). Per quanto riguarda invece il comune di Stresa si è optato per una classificazione più cautelativa dal punto di vista della pericolosità geomorfologica dell’area ponendo tutta la vallecola in classe III, inizialmente indifferenziata poi trasformata in classe IIIA a seguito delle richieste del II Tavolo Tecnico Interdisciplinare. Baveno Per quanto riguarda la corrispondenza tra le carte di sintesi di Baveno e Stresa si osserva che per la parte montana, a monte della località denominata alpe Piaghe, in entrambi gli elaborati è stata proposta una classe IIIA. Dalla località alpe Piaghe al corso d’acqua denominato Fosso Confine è presente, sia sul territorio comunale di Baveno che su quello di Stresa, una porzione di territorio posta il classe II (fatta salva una limitata fascia di rispetto di un ruscellamento posta in classe IIIA all’interno della carta di sintesi di Stresa che non trova riscontro sulla carta di sintesi di Baveno). A valle il confine è posto in corrispondenza del Fosso Confine e del Rio Loyta; in entrambi i casi sia in comune di Baveno che di Stresa è presente un’estesa fascia in classe IIIA. Anche per quanto riguarda il tratto di confine a valle della Frazione di Loita (Baveno) si osserva una corrispondenza tra la classificazione proposta per il comune di Stresa e quella proposta per il comune di Baveno in cui si osserva che in generale il territorio è posto in classe II fatte salve le fasce di rispetto dei corsi d’acqua individuati sugli elaborati di entrambi i comuni.

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12. CONFRONTO TRA I RISULTATI DELLE VERIFICHE DI COMPATIBILITÀ IDRAULICA ED IDROGEOLOGICA E L’ATLANTE DEI RISCHI PAI

Nelle figure allegate sono riportate le aree in dissesto individuate dall’Atlante dei Rischi PAI circa il territorio comunale di Stresa. Da un confronto tra tale elaborato e quanto riportato nella Carta geomorfologica e del dissesto a scala 1:5.000 (Geo 3), spicca immediatamente come non sia stata presa in considerazione nell’Atlante dei Rischi la situazione di elevato rischio presente nell’abitato di Stresa, dovuto all’attività dei torrenti Fiumetta, Crèe, Berta, Gabuso e Rosmini nonché quella in apice di conoide del Rio Selvalunga (o Rio Molino) che coinvolge parte dell’abitato di Carciano. Lo studio geologico ha di contro individuato in tali zone, aree a pericolosità elevata e molto elevata. Anche nella perimetrazione dell’area in frana lungo il fianco orientale del M.te Croce della Tola nonché nella valutazione della attività della stessa, sono evidenti delle differenze tra il PAI e il presente lavoro: in particolare si nota come lo studio geologico abbia individuato un’area con forme connesse a movimenti profondi più ampia rispetto a quella del PAI ma soprattutto come l’analisi storica, geomorfologica e satellitare attraverso la metodologia SAR, abbia consentito di considerare l’area in esame come stabilizzata e non attiva (area Fa) come riportato nell’Atlante dei Rischi. Verbania, maggio 2013 Dott. Geol. Italo Isoli

geo1 relazione geologica - lago maggiore relazione geologica(1).pdf · 2001, n. 45-6656 del 15...

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