Elaborato 5aG – Relazione geologica e geotecnica - Comune di ...

Elaborato 

Comune di 

Rivoli 

Veronese 

5 

a 

Provincia di 

Verona 

G 

P.I. 

RELAZIONE GEOLOGICA E GEOTECNICA 

Comune di Rivoli Veronese 

Sindaco Mirco Campagnari 

GRUPPO DI LAVORO 

Progettisti Incaricati 

Ing. Mario Medici 

Arch. Nicola Grazioli 

Arch. Emanuela Volta 

Collaboratore: Geom. Fabiano Zanini 

Analisi Geologiche 

Dott.ssa Geol. Annapaola Gradizzi 

Analisi Agronomiche 

Dott.ssa Agr. Bruna Basso 

Per. Agr. Andrea Festa 

Analisi Naturalistiche sul sistema 

ecorelazionale 

Dott.ssa Paola Modena 

Dott.ssa Marianna Canteri 

Valutazione VINCA 

Studio Ing. Mario Medici 

Valutazione Compatibilità Idraulica 

Studio Ing. Mario Medici 

Progettisti incaricati 

Ing. Mario Medici 

Arch. Nicola Grazioli 

Arch. Emanuela Volta 

37132 Verona 

Via Mons. Giacomo Gentilin, 62 

Gennaio 2012

Dott. Geol. Annapaola Gradizzi 

PROGETTO PER LA REDAZIONE DEL PIANO DEGLI INTERVENTI PI 

DEL COMUNE DI RIVOLI VERONESE 

RELAZIONE GEOLOGICA-GEOTECNICA 

INDICE 

1. PREMESSA.........................................................................................................2 

2. INQUADRAMENTO GEOMORFOLOGICO E GEOLOGICO..............................3 

3 GEOLOGIA DI DETTAGLIO..............................................................................12 

4 GEOMORFOLOGIA DI DETTAGLIO.................................................................21 

5 ASSETTO IDROGEOLOGICO...........................................................................24 

6. ANALISI DEL TERRITORIO E DELLE FRAGILITA’ DERIVANTI 

DALL’ANALISI GEOLOGICA...............................................................................26 

7.0 ANALISI GEOTECNICA DEL TERRITORIO COMUNALE.............................31 

8. PARAMETRAZIONE GEOTECNICA................................................................37 

ALLEGATO 1: PROVE PENETROMETRICHE DINAMICHE 

1


PROGETTO PER LA REDAZIONE DEL PIANO DEGLI INTERVENTI PI 

1. PREMESSA 

DEL COMUNE DI RIVOLI VERONESE 

RELAZIONE GEOLOGICA-GEOTECNICA 

Su incarico del Comune di Rivoli Veronese e ai sensi della LR n 11 del 23 

aprile 2004 è stato eseguito uno studio geologico-geotecnico a supporto della 

realizzazione del PI (Piano degli Interventi) del Comune di Rivoli Veronese. 

Dal punto di vista prettamente geologico, il piano consiste principalmente 

nella redazione di una serie di carte tematiche di tipo litologio, geomorfologico, 

idrogeologico, dei dissesti ecc., che consentano una gestione e pianificazione 

corretta dell’uso delle risorse del territorio. 

Per tale scopo ci si è avvalsi di un rilevamento geologico-geomorfologico di 

dettaglio effettuato in campagna, dello studio delle foto aree e delle ortofoto del 

territorio e della conoscenza bibliografica e professionale dell’ambito geologico del 

Comune di Rivoli Veronese. 

Dal punto di vista prettamente geotecnico, il piano consite nella 

caratterizzazione geotecnica dei terreni che costituiscono prevalentemente il 

sottosuolo del territorio comunale. 

Al fine di caratterizzare i materiali principali presenti nel territorio comunale 

è stata fatta una ricerca bibliografica presso l'ufficio tecnico del comune che ha 

permesso la raccolta delle indagini geognostiche svolte negli ultimi anni. 

Le indagini geognostiche già presenti presso l'ufficio tecnico comunale 

coprono in maniera abbastanza diffusa il territorio comunale stesso, rimanevano 

scoperte tre zone per le quali si è intervenuti mediante la realizzazione di indagini 

eseguite ex novo ed in particolare costituite da tre prove penetrometriche 

dinamiche, i certificati delle prove penetrometriche sono riportati nell'Allegato 1 al 

testo. 

2

2. INQUADRAMENTO GEOMORFOLOGICO E GEOLOGICO 


L’area in esame è rappresentata dall’intero territorio del Comune di Rivoli 

Veronese, ed è ubicata nella bassa Val d’Adige sulla destra idrografica del fiume 

Adige. 

Il territorio del Comune di Rivoli Veronese può essere suddiviso, dal punto di 

vista morfologico, in tre settori sufficientemente distinti: 

1. un settore montuoso, prevalentemente ubicato nella parte 

settentrionale del comune, in cui affiorano rocce calcaree stratificate 

mesozoiche e in cui l’altitudine può superare ache i 600 m s.l.m..; 

alcune porpaggini sono presenti più a sud, presso l’ex forte di Rivoli e 

dalla Rocca a Croce Gaium. 

2. un settore impostato sull’anfiteatro morenico di Rivoli, costituito dalle 

dorsali delle cerchie moreniche, da piane infra-moreniche e dai 

depositi degli scaricatori glaciali. 

3. un settore a ridosso del fiume Adige, rappresentato dalle piane di 

esondazione attuali e sub-attuali del medesimo. 

Per l’ubicazione dell’area del Comune di Rivoli Veronese si fa riferimento alla 

Carta Tecnica Regionale ed in particolare alle seguenti sezioni alla scala 1:10.000: 

111050 -“Dolcè”, 123020 - “Rivoli Veronese”, 123030 - “Cavalo” e 123060 - 

“Cavaion Veronese”. Per l’assetto geologico generale si fa riferimento alla Carta 

Geologica d’Italia, Foglio “Peschiera” alla scala 1: 100.000. 

Dal punto di vista geomorfologico l’area è inserita nell’anfiteatro morenico 

Atesino, costituito dal potente anfiteatro rissiano e dalle tracce degli scaricatori 

fluvioglaciali rissiani. 

Le colline moreniche presentano un andamento semicircolare, rettilineo 

subparallelo nella porzione centrale. I cordoni morenici ricalcano l’antica traccia 

del Fiume Adige. 

3


Interposti fra le cerchie moreniche rissiane sono presenti i depositi 

fluvioglaciali e cataglaciali. 

Il principale elemento morfologico dell’area è costituito dalla presenza dei 

depositi morenici dell’Anfiteatro Atesino, testimonianza di più fasi glaciali 

susseguitesi in epoca quaternaria, che hanno contraddistinto, come risaputo, 

l’aspetto di un ben più vasto territorio. 

Il ghiacciaio espletava, tramite il suo fronte, un’azione di spinta e deposizione 

del materiale eroso a monte, producendo degli accumuli di materiale 

geneticamente e granulometricamente eterogeneo, noti come morene. Nel 

territorio del Comune di Rivoli Veronese si possono quindi trovare i risultati di varie 

fasi di avanzamento glaciale, risalenti nella maggioranza dei casi alle ultime due 

glaciazioni del Pleistocene, rispettivamente quella Rissiana, e quella Würmiana. 

La presenza del ghiaccio era accompagnata da una serie di fenomeni 

classificati come fenomeni di ambiente periglaciale. Elemento di spicco di tale 

ambiente è senza dubbio quello degli scaricatori fluvioglaciali, corsi d’acqua 

alimentati dalla fusione del ghiaccio, che nelle fasi interglaciali o post-glaciali 

potevano raggiungere portate notevolissime. 

Dal punto di vista geologico l’area oggetto di studio si trova nel settore 

centro-orientale delle Alpi Meridionali, catena a pieghe e sovrascorrimenti sudvergenti 

di età Alpina (prevalentemente Neogenica) che si estende a sud della Alpi 

in senso stretto e separata da queste tramite il Lienamento Insubrico o 

Periadriatico (Fig. 2). Le Alpi Meridionali rappresentano la catena post-collisionale 

di back-thrust rispetto alla vergenza principale di trasporto tettonico (tra N e NW) 

durante la formazione delle Alpi. 

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Figura 2 – Schema geologico generale delle Alpi centro-orientali (l’area studiata è delimitata dal 

rettangolo rosso) 

Nell’area del Comune di Rivoli Veronese affiorano terreni geologici di natura 

sedimentaria che spaziano dal Trias superiore al Giurassico e comprendono: il 

Gruppo dei Calcari Grigi (Hettangiano-Pliensbachiano), il Gruppo di San Vigilio 

(Toarciano-Aleniano), il Rosso Ammonitico Veronese (Bajociano-Titoniano) e, 

limitatamente, la Maiolica (Biancone Auct., Cretaceo inferiore). 

I Calcari Grigi poggiano sulla Dolomia Principale che costituisce, con una 

potenza che supera i 500m, il substrato dell’intera successione Giurassico- 

Cretacico-Treziaria ed è il termine più antico affiorante in Val d’Adige a sud di 

Trento (Fig. 3). La Dolomia Principale (DPR) è costituita da una successione di 

cicli carbonatici peritidali tipici di una estesa piana di marea, in buona parte simili a 

quelli presenti nella parte basale della Formazione di Monte Zugna dei sovrastanti 

Calcari Grigi. Il passaggio tra Dolomia Principale e Calcari Grigi non è mai netto, a 

causa della consistente dolomitizzazione idrotermale della parte iniziale della Fm 

di Mt Zugna: tale fenomeno, avvenuto al passaggio tra Paleogene e Neogene e 

legato al vulcanismo attivo nel comparto Veneto-Trentino nel medesimo periodo 

(Cervato, 1990), presenta un fronte dolomitizzante irregolare e discontinuo, per cui 

talora in aree limitrofe la base dei Calcari Grigi ne risulta interessata per spessori 

notevolmente diversi. 

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Figura 3 - Schema dei rapporti stratigrafici (Trias-Giurassico) in Val d’Adige, nel settore del Monte 

Bondone. I Calcari Grigi sono in blu (FMZ: Fm Mt Zugna, LOP: Calcare Oolitico di Loppio, RTZ: Fm 

di Rotzo, OF4: Oolite di Massone), DPR: Dolomia Principale, OSV: Oolite di S. Vigilio, ARV: Rosso 

Ammonitici Veronese, MAI: Maiolica, SAA: Scaglia Rossa, VAA: Scaglia Variegata (su gentile 

concessione di M. Avanzini). Nella bassa Val d’Adige, pur con spessore diversi, i rapporti sono 

simili. 

Durante il Lias l’estesa piana tidale della Dolomia Principale cominciò a 

frammentarsi in una serie di alti e bassi strutturali con direzione ed estensione 

circa N-S, generatisi a seguito della fase di rifting liassico associata all’apertura 

dell’oceano ligure-piemontese. Si venne così formando la Piattaforma di Trento 

(Fig. 4), una delle principali unità paleogeografico-strutturali del margine 

continentale passivo, rappresentato dalle Alpi Meridionali. Essa è 

grossolanamente compresa tra il Lago di Garda e la Valle del Cordevole e 

costituisce un alto strutturale confinante ad ovest con il Bacino Lombardo e ad est 

con il Bacino di Belluno, che rappresentano invece due bassi strutturali. La zona 

del comune di Rivoli Veronese si trova quindi ubicata in prossimità a quello che 

nel Lias (circa 180-190 Ma) era il margine occidentale della Piattaforma di Trento; 

ne è testimonianza il notevole spessore che raggiunge l’Oolite di S.Vigilio e l’Oolite 

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di Massone in quest’area. 

RIVOLI V. 

Figura 4 – Paleogeografia delle Alpi Meridionali orientali durante il Lias 


La Piattaforma di Trento è caratterizzata da una successione carbonatica di 

mare sottile, rappresentata dal gruppo dei Calcari Grigi e, limitatamente al settore 

occidentale, dall’Oolite di San Vigilio. Durante il Dogger si ebbe l’annegamento 

della piattaforma che passò rapidamente a condizioni pelagiche, divenendo un 

plateau (Plateau di Trento), con la deposizione del Rosso Ammonitico Veronese di 

età Bajociano p.p.-Titoniano p.p.. Questa formazione poggia in disconformità sulle 

unità di piattaforma e manifesta i caratteri di una sedimentazione condensata e 

lacunosa su di un alto pelagico spazzato dalle correnti oceaniche. Con passaggio 

graduale ad essa si sovrappone la Maiolica del Titoniano p.p. - Barremiano, con 

ingenti spessori che denunciano una sedimentazione pelagica più continua e a 

tasso elevato. Segue la scaglia variegata alpina (Aptiano - Cenomaniano) 

delimitata a letto e a tetto da argilliti nere, che registrano due importanti eventi 

anossici oceanici. Con la deposizione della Scaglia Rossa (Turoniano - 

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Maastrichtiano) si ristabilirono le condizioni di normale ossigenazione del fondo, 

ma la presenza di strutture tipo flaser e di lacune verso il tetto dell’unità indicano 

nuovamente una sedimentazione più condensata di alto pelagico. La successione 

terziaria – così come Scaglia Rossa– non affiora nel comune di Rivoli Veronese. 

Evoluzione tetonico-strutturale 

L’area studiata, inserita nel contesto della Le Alpi Meridionali trentino-venete 

tra il Lago di Garda ad ovest e Bassano ad est, tra la Valsugana a nord e la 

pianura veneta a sud, è stata caratterizzata da un’evoluzione tettonica piuttosto 

complessa durante il Mesozoico e il Terziario. Si tralasciano qui gli effetti della 

tettonica prevalentemente distensiva pre-Triassica e Triassica. A partire dal 

Triassico superiore le fasi tettoniche principali che hanno deformato questa 

porzione di crosta sono le seguenti: 

1. Rifting Norico-Liassico 

2. Rifting Paleogenico 

3. Compressione Neogenica 

1) Le strutture più precoci di cui si ha evidenza sono quelle che interessano 

la Dolomia Principale, quindi di età non antecedente al Norico. Secondo Bosellini 

& Hardie (1988) in Valsugana i Calcari Grigi giacciono in discordanza angolare 

sulla Dolomia Principale, il cui spessore risulta ridotto di alcune centinaia di metri. 

Tale riduzione potrebbe essere il prodotto di erosione di un blocco con subsidenza 

inferiore rispetto a quella dei blocchi circostanti, nell’ambito di una frammentazione 

della piattaforma che precede e annuncia il successivo rifting giurassico. In tutte le 

Prealpi venete-trentine all’interno della successione ciclica della Dolomia 

Principale si trovano orizzonti di brecce associate a faglie normali sinsedimentarie 

di dimensioni non cartografabili, riconducibili a una fase triassica di rifting. L’area 

studiata si situa nel settore centro-orientale dell’unità paleogeografia della 

Piattaforma veneta (o di Trento), un horst mesozoico delimitato a ovest dal Bacino 

lombardo e a est dal Bacino bellunese. Tale alto strutturale è un elemento del 

margine passivo occidentale del microcontinente adriatico (apulo) (Dercourt et al., 

1986) o del promontorio africano (Argand, 1924), prodotto dal rifting continentale 

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associato allo sviluppo dell’apertura dell’Atlantico centro-settentrionale. Dal tardo 

Triassico al Giurassico inferiore l’estensione con assottigliamento della litosfera ha 

interessato essenzialmente il Bacino lombardo (Bertotti et al., 1993), con limitati 

effetti anche sulla Piattaforma di Trento. Di questa è stata documentata l’attività 

tettonica sinsedimentaria del margine occidentale, che ha prodotto nicchie di frana 

sottomarine nella parte alta della scarpata e risedimenti caotici alla base 

(Castellarin, 1972; Picotti & Cobianchi, 1996). Più ad est, in piena piattaforma, 

faglie sinsedimentarie sinemuriane che hanno controllato gli spessori della 

formazione di Rotzo sono spettacolarmente esposte sul massiccio del Pasubio 

(Zampieri, 1995; Tobaldo et al., 2004). Brusche variazioni del livello marino 

prodotte da basculamenti di probabile origine tettonica di tutta la piattaforma sono 

invece documentate dall’analisi di facies (Barbujani et al., 1986). 

Il σ3 legato alla distensione Liassica ha un orientazione circa ESE-WNW e di 

conseguenza le faglie listriche e distensive subverticali ad esso associate hanno 

direzione media intorno a NNE-SSO, come i margini orientale ed occidentale della 

piattaforma. Alcune di queste faglie corrispondono piuttosto bene con rapidi 

cambiamenti di spessore delle unità del gruppo dei Calcari Grigi. 

L’evoluzione della Piattaforma di Trento in plateau pelagico è avvenuta in un 

contesto tettonico distensivo protrattosi anche per il restante intervallo di tempo 

giurassico, come testimoniato dalle variazioni di facies nonché dai filoni 

sedimentari e dagli slumping rinvenuti nel Rosso Ammonitico Veronese (Martire, 

1996; Avanzini, 1991). 

Infine, anche se non è una prova inconfutabile di attività tettonica, sono da 

ricordare gli slumping nella porzione inferiore della Maiolica (Cretacico inferiore). 

2) Durante il Paleogene il Veneto occidentale e il Trentino meridionale sono 

stati interessati da un’attività tettonica distensiva associata a vulcanismo 

prevalentemente mafico ed ultramafico (Piccoli, 1966; Barbieri et al., 1982; 

Beccaluva et al., 2007). Sul significato di questo rifting continentale è stato 

proposto un meccanismo complesso, che coinvolge il bulging dell’avampaese 

della catena dinarica, dove l’asse principale orizzontale minimo del paleostress 

coincideva con quello prodotto dalla concomitante orogenesi alpina (fase 

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“dinarica”, mesoalpina, Zampieri, 1995b). Il magmatismo sincollisionale potrebbe 

essere dovuto a un processo di slab breakoff responsabile delle intrusioni lungo il 

Lineamento periadriatico (von Blanckenburg & Davies, 1995). Secondo Beccaluva 

et al. (2007) invece il magamatismo sarebbe legato ad un sistema di rift 

transtensionale risultante da una serie di reazioni intraplacca alla collisione Alpina. 

L’estensione con direzione ENE-OSO si è concentrata nei Lessini orientali 

mediante lo sviluppo del graben dell’Alpone-Agno, al cui interno si sono 

accumulati ingenti volumi di vulcaniti (Barbieri et al., 1982; 1991). Nei Lessini 

centro-occidentali e nelle Prealpi le strutture estensionali terziarie sono diffuse 

sotto forma di fasci di faglie normali ad alto angolo con orientazione prevalente 

NNO-SSE, spesso intruse da filoni basici o con associati camini d’esplosione 

localizzati nelle zone transfer tra segmenti di faglia (Zampieri, 2000). Sull’Altopiano 

dei Sette Comuni è presente un fascio pervasivo di faglie ad alto angolo orientate 

NNO-SSE. Data la mancanza per erosione dei terreni terziari, non è possibile 

determinare con certezza quali di queste faglie siano state attive o, se preesistenti, 

si siano riattivate durante il Paleogene. E’ tuttavia verosimile che le faglie che 

dislocano con evidenti rigetti verticali la Maiolica essendo anche intruse da corpi 

filoniani di magmi mafici siano state attive nel Paleogene. 

3) L’area studiata si situa, come in parte già accennato, nell’ambito della 

catena a pieghe e sovrascorrimenti delle Alpi Meridionali orientali. Questo tratto 

delle Alpi Meridionali si è sollevato soprattutto nel Neogene, quando, per effetto 

della collisione tra Europa ed Africa, il margine settentrionale della microplacca 

adriatica si è deformato raccorciandosi. La crosta superiore della microplacca 

adriatica si è ispessita mediante sviluppo di sovrascorrimenti sudvergenti 

(retroscorrimenti rispetto all’orogene alpino) e di più rari (retro)scorrimenti 

nordvergenti, entrambi con andamento medio intorno a ENE-OSO e legati ad un 

σ1 orientato inizialmente NNO-SSE (Serravalliano-Tortoniano) e poi ruotato 

progressivamente nel Plio-Pleistocene verso ENE-OSO, con riattivazione di 

precedenti faglie ad alto angolo come trascorrenti. I sovrascorrimenti principali 

sono, dall’interno verso l’esterno della catena sudalpina, la Linea della Valsugana, 

la Linea di Belluno e la Linea di Bassano-Valdobbiadene. In pianta questi 

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sovrascorrimenti presentano una orientazione generale ma sono talora ondulati, 

per effetto dell’interferenza con strutture estensionali mesozoiche ereditate 

(Doglioni, 1992). L’età di formazione dei sovrascorrimenti ringiovanisce dall’interno 

della catena verso l’esterno. 

Le faglie estensionali di origine sinsedimentaria legate all’evoluzione 

mesozoica della Piattaforma-Plateau di Trento sono state in genere riattivate 

come faglie trascorrenti durante l’evoluzione neogenica della catena prealpina 

(Barbieri, 1987). Stessa sorte hanno subito le faglie subvertcali legate alla 

distensione terziaria. 

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3 GEOLOGIA DI DETTAGLIO 


Di seguito verranno descritti i litotipi e i depositi quaternari presenti sul 

territorio del Comune di Rivoli Veronese, dal più antico al più recente. 

La Dolomia Principale non affiora nell’area di indagine, ma è presente, poco 

a nord, lungo la Val Lagarina, al di sotto dei Calari Grigi. 

Il Gruppo dei Calcari Grigi comprende quattro formazioni di piattaforma 

carbonatica, già definite in letteratura come membri dei “Calcari Grigi di Noriglio” 

(Bosellini & Broglio Loriga, 1971). Esso costituisce le imponenti pareti che si 

affacciano sulla Val d’Adige a nord di Rivoli. 

Formazione di Monte Zugna (FMZ, Hettangiano - Sinemuriano inferiore) 

Nella Formazione del Monte Zugna (Membro inferiore Auct.) sono 

riconoscibili tre litofacies generalmente sovrapposte: 

a) calcari prevalentemente micritici od oolitico bioclastici in 

sequenze cicliche submetriche e metriche fortemente bioturbate; 

b) calcari stromatolitici organizzati in una successione 

prevalentemente peritidale caratterizzata da cicli a scala metrica 

grosso modo bipartiti in una unità inferiore subtidale (potente tra 

10 e 100 cm) ed una superiore di tipo inter –sopratidale (potente 

tra 2-3 e 60 cm); 

c) calcari micritici pseudonodulari e marne scure organizzati in una 

successione prevalentemente subtidale nella quale sono 

riconoscibili cicli con livelli carbonatici di base (potenti da 20 a 

120 cm) cui seguono sottili livelli argillosi scuri, fino a nerastri. 

Il limite inferiore con la Dolomia Principale è graduale quando tra le due unità 

si interpone una fascia di dolomitizzazione altrimenti netto paraconcordante 

quando FMZ si appoggia sui livelli a teepee e paleosuoli del tetto della DPR. Lo 

spessore è di 100-150 m. 

Le associazioni algali sono caratteristiche del Lias (Heteroporella cf. 

ellembergeri, Palaeodasycladus mediterraneus, Palaeodasycladus gracilis, 

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Tersella alpina, Sestrospera liasina, Fanesella dolomitica, Rivularia moldavica, 

Thaumatoporella spp.). In tutta la formazione, ed in particolare nella sua porzione 

inferiore, sono presenti foraminiferi agglutinanti riconducibili a Textularidae ed 

Ataxofragmidae e rari esemplari di Lituolidae (Mayncina cf. termieri), rare 

Trocoline sono sporadicamente presenti. Sono riconoscibili inoltre resti di alghe 

solenoporacee, Aeolisaccus dunningtoni, ostracodi, piccoli gasteropodi e resti di 

echinodermi, bivalvi e coralli. 

Calcare Oolitico di Loppio (LOP, Sinemuriano medio - superiore) 

Il Calcare oolitico di Loppio, corrispondente al Membro medio della 

precedente suddivisione dei Calcari Grigi, è costituito da una successione di 

calcari oolitici grossolani in prevalenza a cemento spatico (grainstone) e di 

colorazione bianchiccia o grigio-chiara, con granuli formati in prevalenza da ooidi e 

botroidi e in parte anche da intraclasti e bioclasti. Sono accumuli per lo più mal 

stratificati o in spesse bancate da metriche fino a decametriche, talora a lamine 

trattive parallele od inclinate a basso angolo, più raramente a stratificazione 

incrociata. Il tetto è caratterizzato da una unconformity alla scala almeno del 

bacino dell’Adige. Limite inferiore graduale rapido su FMZ . Spessore 10-30m. 

Formazione di Rotzo (RTZ, Carixiano - Domeriano) 

La Formazione di Rotzo è indubbiamente l'unità più rappresentativa del 

Gruppo. Depositata in ambiente prevalentemente subtidale (Clari, 1976; Masetti et 

alii, 1998), questa unità risulta internamente organizzata in sequenze 

asimmetriche thickening e shallowing upward, di spessore mediamente metrico 

(Masetti et alii, 1998). E’ divisibile in due litofacies sovrapposte (talvolta l’unità 

basale può essere ridotta o assente): 

a) una inferiore, caratterizzata dal prevalere di litofacies calcareo 

marnose, in cui nei cicli asimmetrici sopra citati strati metrici di 

packstone a peloidi bioturbati si sovrappongono a tetto ciclo ad 

alternanze calcareo-marnose in stati decimetrici; 

b) una superiore, sovrapposta alla precedente (ma che può essere 

spesso esclusiva) in cui il tetto dei cicli è frequentemente 

caratterizzato dalla presenza dei cosiddetti banchi a Lithiotis (a 

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geometria sia tabulare che lenticolare, mound) costituiti da bivalvi 

coloniali che si sovrappongono a tetto ciclo alle stesse alternanze 

calcareo-marnose sopra descritte. In questa porzione superiore 

della Formazione di Rotzo sono ben rappresentate anche 

biocalcareniti ruditiche e calcareniti oolitico-intraclastiche in strati 

e banchi di spessore superiore al metro. Questi livelli sono 

spesso intercalati nella successione all'interno dei cicli tidalici, 

registrando anche episodi di elevata energia (strati di tempesta). 

Limite inferiore paraconcordante o discordante su LOP. Spessore molto 

variabile a seconda del contesto. 

Calcare Oolitico di Massone (OM, Domeriano) 

Corrisponde all’Oolite di Massone (Auct.). E’ costituito da una successione, 

in strati generalmente metrici, di calcari oolitici a cemento spatico (grainstone) di 

colorazione grigio-chiara fino a bianca talora con stratificazione o laminazione 

incrociata a piccola scala. Le ooliti, oncoidi e botroidi, sono generalmente 

predominanti rispetto ai bioclasti e spesso esclusive. Le ooliti di questa unità si 

differenziano da quelle del Calcare oolitico di S. Vigilio in base alla struttura 

concentrica, alla micritizzazione dei cortici e alle dimensioni maggiori dei granuli. 

L’assenza di strutture sedimentarie quali stratificazioni incrociate a grande scala 

caratteristiche invece del Calcare oolitico di San Vigilio, contribuiscono a 

distinguere questo litosoma alla scala dell’affioramento. 

Le età della FMZ e del LOP sono basate su recenti lavori di Romano et al. 

(2005) e Barattolo & Romano (2005). 

In generale l’ambiente deposizionale è tipico di una piattaforma carbonatica 

di mare basso. La “formazione di M. Zugna” corrisponde ad ambienti di piana di 

marea frequentemente emersa (livelli ad orme di dinosauro in molti settori della 

Valle dell’Adige) che passa progressivamente ad ambienti più subtidali. Il “calcare 

oolitico di Loppio” corrisponde ad un collasso generalizzato alla scala del 

Sudalpino che porta al veloce approfondimento degli ambienti al margine della 

Piattaforma di Trento (migrazione verso l’interno dei corpi oolitici marginali) e si 

chiude in corrispondenza di una evidente unconformity al tetto. La “formazione di 

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Rotzo” sutura l’irregolare morfologia ereditata della tettonica simenuriana e 

corrisponde ad ambienti a bassa profondità ma sempre subtidali, con rampe 

deposizionali a basso gradiente e lagune interne orlate da shoals oolitici. Il 

“calcare oolitico di Massone” rappresenta l’inizio dell’annegamento della 

Piattaforma di Trento con la migrazione verso l’interno della piattaforma dei corpi 

oolitici marginali. 

Figura 5 – Schema stratigrafico del Gruppo dei Calcari Grigi nella Piattaforma di Trento (sezione E- 

W). Su gentile concessione di M. Avanzini 

Nei settori centro-occidentali della piattaforma di Trento, a sud della linea 

della Valsugana, il Gruppo dei Calcari Grigi costituisce un corpo sedimentario che 

può superare i 400 m di spessore (Folgaria–Asiago). Nel settore centrale della 

Piattaforma di Trento poggia sulla Dolomia Principale, in corrispondenza del 

margine occidentale sul Calcare di Zu (Retico), nel settore friulano ed in Dolomiti 

sul “calcare di Dachstein” (Retico). Nella porzione settentrionale della Piattaforma 

di Trento (Dolomiti-Altopiano di Fanes) la successione carbonatica tra la Dolomia 

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Principale e l’Encrinite di Fanes Piccola (“calcari grigi di Fanes”) non è mai stata 

suddivisa in unità di rango inferiore. Sembra tuttavia che il Gruppo dei Calcari 

Grigi sia qui privo della “formazione di Rotzo”, sostituita dalle coeve sand waves 

dell’Encrinite di Fanes. L’assenza della “formazione di Rotzo” s.s. caratterizza 

anche il margine orientale dell’Altopiano di Asiago (Fig. 5) e le successioni del 

Vallone bellunese dove è sostituita da calcari oolitico-bioclastici ancora di incerta 

attribuzione, ma verosimilmente inquadrabili in una litofacies essenzialmente 

oolitica della “formazione di Rotzo”. In corripondenza del margine occidentale della 

Piattaforma di Trento il Gruppo dei Calcari Grigi è ricoperto dall’Oolite di San 

Vigilio o dai calcari marnosi della “formazione del Tofino” e lungo tutta la dorsale 

del Monte Baldo dalla Formazione di Tenno del Gruppo di San Vigilio. In ampi 

settori della parte centrale della Piattaforma alla “formazione di Rotzo” si 

sovrappone direttamente il Rosso Ammonitico Veronese (Fig. 5). 

Il Gruppo di S.Vigilio, in luogo della vecchia denominazione di Oolite di 

S.Vigilio, comprende tre distinte formazioni (Barbujani et al., 1986) : Formazione di 

Tenno, Oolite di S.Vigilio s.s. e “Giallo di Mori”. Solo le prime due sono presenti 

nell’area studiata. 

La Formazione di Tenno è ulteriormente suddivisibile in due unità, una facies 

basale “marnosa” ed una facies “sabbiosa”. Il Tenno “marnoso” è rappresentato 

da calcari marnosi (packstone-wackestone) grigio scuri, gialli quando alterati, in 

strati poco spessi e tabulari (5-10 centimetri) alternati irregolarmente a sottili livelli 

marnosi. Lo spessore è di poco inferiore ai 15 metri. 

La facies “sabbiosa” consiste, in questa zona, di calcareniti (grainstonepackstone) 

color grigio nocciola, con strati progressivamente più potenti (10-30 

centimetri) in cui scompaiono i livelli marnosi e in cui non è stata notata la 

presenza di ooliti. Anche in questo caso lo spessore si aggira intorno ai 10-15 

metri. Questa formazione da luogo ad una cengia ben visibile tra le pareti subverticali 

dell’Oolite di Massone e dell’Oolite di S. Vigilio. 

L’Oolite di S.Vigilio s.s. è presente nella parte superiore del gruppo omonimo; 

si tratta di grainstone oolitici e grainstone ad ooliti e frammenti di crinoidi di colore 

bianco e bruno chiaro, giallo e leggermente rosato al tetto, con strati di spessore 

16


medio da 0.5 a 1 metri (eccezionalmente 3-4 metri). E’ ben osservabile una 

“stratificazione incrociata” tabulare a grande e media scala, per esempio alla base 

della parete verticale della Rocca sulla sponda destra dell’Adige. 

Il Gruppo di S. Vigilio affiora lungo tutta la forra del Ceraino scavata 

dall’Adige, presso l’ex forte di Rivoli e nella parte alta delle pareti rocciose che 

danno sulla Val d’Adige a nord di Rivoli. 

Le facies di tetto dell’Oolite di San Vigilio sono seguite in paraconcordanza 

dal Rosso ammonitico inferiore o da lenti sottili e localizzate di Lumachella a 

Posidonia alpina; il contatto può essere marcato da un hard-ground ferriferomanganesifero 

e in ogni caso risulta piuttosto netto. 

Lo spessore dell’intera sequenza è superiore ai 100 metri. 

Il Gruppo di S.Vigilio rappresenta la ricostruzione del margina di piattaforma 

dei Calcari Grigi semiaffondato, a partire da una rampa strutturale debolmente 

inclinata. In questo contesto le facies “marnose” della Formazione di Tenno 

costituiscono (secondo Barbujani et al., 1986) il trasgressive system tract, quelle 

“sabbiose” l’ high stand system tract, mentre l’Oolite di S.Vigilio il low stand di una 

successiva sequenza deposizionale. 

Con le dovute variazioni di profondità, si può supporre un ambiente marino 

marginale aperto alla circolazione oceanica e influenzato dalle correnti di marea, 

sia per l’Oolite di S.Vigilio che per la Formazione di Tenno. 

Il Rosso ammonitico veronese può essere suddiviso in tre membri distinti: il 

Rosso ammonitico inferiore, quello medio (non presente nell’area studiata) ed il 

Rosso ammonitico superiore, tenendo presente che localmente alla base dell’unità 

inferiore si rinviene una quarta facies (formazione a sè stante) costituita dalla 

Lumachella a Posidonia alpina. 

Quest’ultima è data da una biospatite compatta a prevalenza di Bositra buchi 

e crinoidi e subordinatamente piccole ammoniti, brachiopodi e foraminiferi. La 

colorazione è bianco candido ove si hanno accumuli di Bositra buchi legati da 

cemento o con tonalità rossastre dove aumenta la micrite. 

Il suo spessore è variabile, mediamente di pochi decimetri (2-4), ma spesso 

si riduce fino alla completa assenza. Può presentarsi sotto forma di lenti poco 

17


spesse e localizzate o in forma di filoni sedimentari. 

La Lumachella a Posidonia alpina rappresenta un materiale residuale in un 

contesto di piattaforma spazzata da forti correnti di fondo, che non consentivano al 

sedimento di depositarsi se non in zone riparate (Dogger inf.) (Winterer e Bosellini, 

1981). 

Al di sopra della Lumachella o direttamente sui Calcari oolitici di S.Vigilio, 

poggia il Rosso ammonitico inferiore; esso è rappresentato da calcari micritici ad 

organismi pelagici (lamellibranchi a valve sottili, ammoniti e belemniti) e neritici 

(frammenti di echinodermi), in cui è facile distinguere dei noduli (intraclasti ed 

oncoliti) separati da una fine matrice. Il colore è rosa con locali sfumature o 

chiazze giallastre; si presenta in strati compatti, vagamente nodulari per stiloliti o 

strutture stromalitiche-oncolitiche. 

Il Rosso ammonitico inferiore è limitato verso l’alto e verso il basso (qualora 

manchi la Lumachella) da hard-ground limonitico-manganesiferi di pochi 

centimetri. 

Il Rosso ammonitico superiore è costituito da biomicriti color rosso mattone o 

bianco rosato a crinoidi pelagici (Saccocoma sp.), radiolari, aptici, ammoniti e 

belemniti. E’ un calcare tipicamente nodulare, che forma dei banchi di 2-3 metri di 

spessore. 

L’intera formazione affiora alla sommità dei paretoni che si affacciano sulla 

valle dell’Adige. 

Nel Rosso ammonitico al passaggio con la Maiolica prevale una 

stratificazione con superfici stilolitiche; questo fatto, unito al colore rosato che 

assume il Biancone nella parte basale, rende transizionale il limite tra le due 

formazioni, in ogni caso posizionato alla scomparsa della nodularità. 

Lo spessore della formazione oscilla tra i 10 ed i 15 metri, prevalentemente 

costituiti dall’unità superiore. 

Sussistono parecchie controversie riguardo al preciso ambiente 

deposizionale del Rosso ammonitico. Se vi è concordia nell’affermare che il 

succedersi di Lumachella a Posidonia alpina, Rosso ammonitico inferiore e 

superiore rappresenti un progressivo annegemento del Plateau di Trento, non 

18


altrettanto si può dire per la paleoprofondità di sedimentazione. 

La presenza di strutture stromatolitiche è infatti problematica, in quanto esse 

sono proprie di ambienti tidalici di bassissima profondità, mentre i fossili quasi 

esclusivamente pelagici (ammoniti, belemniti, lamellibranchi, etc..) indicherebbero 

condizioni batimetriche ben maggiori. 

Winterer e Bosellini (1981) hanno proposto per il plateau veneto nel 

Giurassico superiore profondità di molte centinaia di metri su basi paleostrutturali 

e sedimentologiche (più precisamente circa 800 metri per l’unità inferiore e 1100 

per quella superiore). Secondo Massari (1979) la profondità di sedimentazione del 

Rosso ammonitico sarebbe stata molto variabile (da alcune decine a parecchie 

centinaia di metri) e prtanto l’unità si sarebbe deposta, almeno localmente, su 

pendii di una certa inclinazione. In ogni caso questa formazione è il risultato di 

condensazioni e lacune di sedimentazione le cui cause non sono solamente fisicomeccaniche 

ma anche chimiche (subsoluzione di carbonato di calcio). 

La formazione della Miolica è rappresentata da un calcare micritico ricco di 

nannofossili (tra cui i calpionellidi), di colore bianco, con tipica frattura concoide. 

Frequenti sono gli stiloliti e i livelli e/o noduli di selce color giallo miele o nero. 

Lo spessore degli strati va dai 4-5 centimetri fino a circa 30 centimetri. 

Alla base della formazione, per alcuni metri, il Biancone assume una 

colorazione rosata che, unita ad una certa nodularità, lo rende confondibile con il 

sottostante Rosso Ammonitico. 

La Maiolica è un calcare francamente pelagico, con profondità di 

sedimentazione stimata da E.L. Winterer e A. Bosellini intorno ai 1200 metri. 

Affiora sporadicamente sulle pendici occidentali del Montidone nella zona 

della ex polveriera e sul crinale del Forte S.Marco. 

I depositi quaternari sono particolarmete diffusi sul territorio del comune e 

sono legati da una parte all’ambiente glaciale e periglaciale che sussisteva in 

questa zona e nelle Alpi durane il Pleistocene, dall’altra alla dinamica fluviale 

attuale e passata dell’Adige, senza dimenticare i depositi legati all’azione 

prevalente della graività (coltri detritiche di versanti e coni detritici). 

19


I depositi di till, prevalentemente di ablazione, che formano le i cordoni 

morenici sono generalmente cositutiti da un diamicton massivo a supporto di 

matrice, localmente di clasti, con clasti eterometrici e poligenici poco alterati (scisti 

e gneiss, vulcaniti e ignimbriti della piattaforma porfirica atesina, tonaliti, calcari 

ecc..), con diametro medio di diversi centimetri e diametro massimo che può 

superare abbondantemente il metro. I clasti vanno da subarrotondati ad 

arrotondati, raramente subangolosi. La matrice è solitamente sabbioso-limosa. 

Il depositi fluvioglaciale sono costituiti dall’ interdigitarsi di livelli di diversa 

natura, prevalentemente ghiaiosi con ciottoli, ma anche sabbiosi, sabbiosoghiaiosi 

e sabbioso-limosi. E’ importante sottolineare a nord della rocca dell’ex 

forte Rivoli l’affioramento di estese coltri di sabbie limose (vedi Venzo). Altri 

interessanti depositi fluvioglaciali o tardiglaciali sono presenti in località Tessari 

addossati al versante e coperti dal detrito di versante; si tratta di depositi di varia 

natura: ghiaie-sabbiose con ciottoli ben arrotondati e talora embricati di varie 

litologie e diametro medio 2 cm; sabbie-limose con ciottoli calcarei minuti del 

diametro medio di 1-2 cm, subarrotondati, infine sabbie fini debolmente limose 

sormontate da limi debolemente sabbiosi di probabile origine lacustre. 

Tra i depositi fluvioglaciali non sono rari i livelli cementati ben visibili per 

esempio lungo la strada sterrata sul versante ad est di località Demolito. 

Ben estesi lungo le pareti rocciose, soprattutto a nord di Rivoli, sono i 

depositi di detrito di falda ed i coni detritici che risultano costituiti dall’accumulo 

progressivo, a partire dal ritiro del ghiacciao della Val d’Adige, di clasti calcarei 

spigolosi di varia pezzatura, talora cementati, staccatisi dalle pareti sovrastanti. I 

blocchi possono raggiungere anche dimensioni di vari metri cubi. 

20

4 GEOMORFOLOGIA DI DETTAGLIO 


Le forme più evidenti presenti sul territorio del Comune di Rivoli sono legate 

all’azione del ghiacciao della Val d’Adige, che durante le ultime glaciazioni (Riss e 

Wurm) formò sulla propria fronte diversi cerchie moreniche la cui età aumenta 

verso l’estero. Osservando anche il territorio limitrofo al comune, si distinguono 

chiaramente almeno 7-8 cerchie moreniche, la cui forma in carta è arcuata e varia 

quindi in direzione da est-ovest a nord-sud. Il cordone morenico più elevato si 

rinviene sul crinale del monte la Mesa, superiore ai 300 m. Tra una cerchia e 

quella adiacente scorrevano gli scaricatori fluvioglaciali che trasportavano e 

depositavano notevoli quantità di sedimenti. Sempre legate all’attività di trasporto 

e sedimentazione di questi scaricatori si individuano diverse conoidi fluvioglaciali: 

quattro sono ubicate sul versante meridionale del Monte la Mesa, ed una si trova 

presso località Valdoneghe e rappresenta la conoide dello scaricatori che, 

tagliando le cerchie moreniche più esterne, fluiva nell’attuale piana del Tasso. 

Vanno ricordati infine diversi terrazzi fluvioglaciali, il più esteso dei quali forma una 

sorta di cuneo, a quota di poco superiore ai 200 m a sud del Monte la Mesa, tra la 

piana dellAdige e la traccia nord-sud dell’antico scaricatore wurmiano. Un altro 

terrazzo fluvioglaciale è posto poco a sud dell’abitato di Rivoli e si tratta 

probabilmente di un terrazzo di kame (contatto glaciale). 

Esistono diverse forme legate all’azione dell’acqua; tra quelle più evidenti si 

annoverano le varie conoidi allunivionali attuali o sub-attuali, che si rinvengono 

principalmente nella parte meridionale del comune. Altre forme legate all’attività 

dell’Adige sono costituite dalle piane di esondazione del medesimo, la più estesa 

delle quali è posizionata in località la Perarola – il Palazzo . 

Le forme e i fenomeni legati alla gravità sono tra i più recenti dal punto di 

vista geologico. Come già accennato nel recedente capitolo, ai piedi e lungo le 

cengie dei versanti rocciosi, soprattutto quelli posti nella parte settentrionale del 

comune, sono presenti estesi coltri detritiche nonché coni detritici e misti (detritici - 

da trasporto in massa, debris flow). Il più esteso di questi coni è sito sul versante 

sopra località Tessari. 

21


Sempre legati alla gravità, sono state cartografati alcuni depositi di frana 

intorno al Monte la Mesa, individuati grazie all’ausilio delle foto aeree: si tratta di 

probabili frane roto-traslazionali in materiali sciolti o debolmente cementati, 

costituiti da depositi glaciali o fluvioglaciali; quattro di questi accumuli solo 

localizzati sul versante nord del Monte sopracitato, il quinto è situato invece ad 

ovest di Gaiun sul versante che congiunge il terrazzo fluvioglaciale con la piana 

dell’Adige. 

Con riferimento alla Carta Geomorfologia sono state cartografate diverse 

forme di tipo gravitativi, carsico, fluviale, glaciale, eolico, strutturale e antropico. 

Le forme di tipo gravitativo sono diverse e legate principalmente alle estese 

pareti rocciose poste in corrispondenza della porzione settentrionale dell’area 

comunale. 

Si tratta di estese ed importanti nicchie di crollo attive che coincidono con la 

sommità delle pareti rocciose, nelle aree sottostanti sono presenti diversi coni 

detritici e falde detritiche, quest’ultime costituite da materiali misti, frammenti 

rocciosi, ecc. 

Altre importanti nicchie di frana di crollo sono situate in corrispondenza dei 

monti Rocca e Castello di Rivoli e, meno importanti, nei pressi di località Giarette. 

Altri fenomeni gravitativi sono costituiti da alcune frane di scorrimento non 

attive ubicate nella porzione centrale del versante. 

Rivestono particolare importanza e pericolosità le scarpate di crollo 

individuate in corrispondenza di tutta la tratta settentrionale del territorio comunale, 

così come riportato anche nella Carta delle Fragilità Geologiche e nelle norme 

tecniche di carattere geologico. 

Per le forme fluviali e fluvioglaciali sono stati cartografati gli orli di scarpata di 

erosione fluviale, i terrazzi fluviali, le vallecole a V o a conca e i coni alluvionali, 

molti dei quali presentano pendenze superiori al 10% e quindi vanno sempre 

valutate le condizioni di stabilità in loro corrispondenza per le opere di nuova 

realizzazione. 

Gli orli di scarpata di erosione fluviale e/o di terrazzo fluviale sono 

22


ovviamente e prevalentemente ubicati in corrispondenza della sponda del Fiume 

Adige. Altri orli di scarpata fluviale costeggiano le località di Zuane e del centro 

cittadino di Rivoli. 

Le forme di tipo strutturale sono costituite esclusivamente dalla cresta 

rocciosa che delimita la sponda di destra idrografica del Fiume Adige in 

corrispondenza del settore settentrionale del comune. 

Le forme carsiche sono costituite esclusivamente da delle grotte e nicchie 

distribuite in corrispondenza delle principali pareti rocciose nei Calcari Grigi e che 

localmente sono dovute a fenomeni misti, sia di allargamento antropico, sia di 

dilavamento meteorico. 

Le forme glaciali sono diffusamente presenti sul territorio comunale e sono 

costituite dai cordoni morenici e dagli interposti scaricatori fluvioglaciali che 

calcano l’andamento semicircolare dell’Adige. 

E’ stato riconosciuto anche un piccolo deposito di loess, che appartiene alle 

forme eoliche, situato subito a sud di località Tessari. 

Per quanto riguarda le forme antropiche sono state riconosciute diverse cave 

abbandonate o dismesse, sia di piccole dimensioni, sia di medio-grandi 

dimensioni. 

Le cave ubicate in corrispondenza della porzione centrale del comune erano 

prevalentemente cave di ghiaia e sabbia, alcune di queste sono state ripristinate, 

altre sono ancora oggi abbandonate e non interessate da un ripristino ambientale. 

Non si conoscono nello specifico i materiali utilizzati in passato per il 

riempimento di queste cave, alcune sono state spianate e attualmente riutilizzate 

per fini agricoli, in altre è cresciuta la vegetazione spontanea. 

Infine in corrispondenza del Monte Rocca sono presenti due grandi aree 

estrattive, dove fino agli anni 70 veniva estratto il marmo bianco. Si tratta di cave 

dismesse o esaurite, non è stato effettuato alcun tipo di ripristino. Le aree risultano 

parzialmente coperte da vegetazione spontanea e sono presenti accumuli di detriti 

e di grossi blocchi. Le scarpate rocciose che delimitano le aree di cava sono 

spesso in precarie condizioni di stabilità. 

23

5 ASSETTO IDROGEOLOGICO 


La circolazione idrica superficiale segue generalmente le linee di massima 

pendenza ed è influenzata dalla conformazione dei versanti rocciosi e da dalla 

disposizione dei cordoni morenici glaciali. Le acque superficiali defluiscono o 

direttamente verso l’Adige, come in tutto il territorio orientale del comune di Rivoli 

Veronese, oppure in minima parte verso il Tasso, affluente di destra dell’Adige, 

che scorre esternamente e ad ovest rispetto all’anfiteatro morenico di Rivoli 

Veronese. 

Nel territorio comunale non esistono corsi d’acqua importanti al di là 

dell’Adige che funge da livello di base locale. Questo è dovuto sia alla natura 

carsica delle rocce affioranti (esclusivamente calcari), ma soprattutto alla 

ristrettezza del bacino idrografico e alla buona permeabilità dei terreni, che 

consentono un’infiltrazione rapida delle precipitazioni nel sottosuolo. 

Le notizie inerenti i dati di carattere idrografico e idrogeologico sono state 

riportate nella Carta Idrogeologica. 

Per quanto riguarda i dati idrografici nella carta sono stati cartografati i corsi 

d’acqua sia permanenti sia temporanei, oltre ai canali artificiali segnalati dal 

consorzio Adige-Garda. 

I corsi d’acqua temporanei sono presenti esclusivamente nella parte centrale 

dell’arco morenico, hanno una lunghezza limitata, delle portate scarse e talora 

assenti per lunghi periodi dell’anno. 

Sono state identificate anche le zone soggette a inondazioni periodiche, 

come identificate dal PAI (Piano di assetto idrogeologico redatto dall’Autorità di 

Bacino dell’Adige), seguendo anche le ultime disposizioni riguardanti il Torrente 

tasso datate novembre 2008. 

Non sono state individuate zone umide significative, ma solamente zone a 

24


deflusso idrico difficoltoso, in particolare sono state definite in questo modo due 

aree identificate a pericolosità idraulica bassa sia per il Fiume Adige, sia per il 

Torrente Tasso. 

Sono stati cartografati i pozzi per i quali era disponibile la relativa 

documentazione tecnica presso l’ufficio del Comune. Per i pozzi ad uso 

acquedottistico è stata evidenziata la fascia di rispetto dall’opera di presa, con 

raggio pari a 200 m ai sensi del DPR n 236 del 24-05-1998. 

Facendo riferimento ai dati sui pozzi disponibili, la profondità della falda 

nell’ambito dell’arco morenico si trova a 120-150-200-250 m dal p.c., comunque 

sempre al di sotto dei 100 m di profondità come evidenziato in carta idrogeologica. 

La profondità della falda si riduce relativamente in prossimità dell’alveo 

dell’Adige. 

25


6. ANALISI DEL TERRITORIO E DELLE FRAGILITA’ DERIVANTI 

DALL’ANALISI GEOLOGICA 

Le problematiche geologiche di maggior rilievo all’interno del comune di 

Rivoli Veronese sono legate ai seguenti fattori: 

1. pericolo e rischio di esondazione da parte del fiume Adige, confinato ad 

una ristretta fascia a ridosso del corso d’acqua, evidenziata nella carta 

delle fragilità; 

2. possibilità di erosione di alcune aree di sponda del fiume Adige, 

evidenziata nella carta delle fragilità; 

3. possibile caduta massi in alcune zone a ridosso dei versanti rocciosi più 

scoscesi, evidenziata nella carta delle fragilità; 

4. pericolo di frane di crollo a ridosso dei versanti rocciosi più scoscesi; 

5. pericolo di frane roto-traslazionali o riattivazione di vecchie frane 

soprattutto sui versanti del Monte la Mesa. 

6. possibilità di piccoli smottamenti lungo i pendii dei cordoni morenici 

dell’anfiteatro di Rivoli; 

7. pericolo di eventi di trasporto in massa (debris flow) confinato alle zone di 

cono misto, evidenziato nella carta delle fragilità; gli eventi sarebbero 

comunque di proporzioni limitate, dato la scarsa estensione di accumuli di 

detrito in quota. 

Per l’analisi puntuale della compatibilità geologica e delle aree di dissesto 

idrogeologico si fa riferimento a quanto riportato nella Carta delle Fragilità 

Geologiche, di seguito commentata. 

E’ importante sottolineare che i dati determinati nella carta specialistica delle 

fragilità geologiche sono divenuti nella cartografia urbanistica e nelle norme 

tecniche (alle quali si rimanda) delle invarianti e dei vincoli di natura geologica. 

Le norme tecniche urbanistiche di natura geologica sono state quindi redatte 

dalla sottoscritta in collaborazione con i progettisti e si rimanda alle stesse per le 

26


specifiche prescrizioni suggerite nei diversi casi individuati per le aree di dissesto 

idrogeologico (vedi elaborato progettuale delle norme tecniche stesse). 

La compatibilità geologica nel territorio comunale di Rivoli identifica zone 

idonee a condizione e zone non idonee. 

Le zone non idonee sono quelle per le quali esistono rischi elevati di frana, 

esondabilità, caduta massi. In queste zone non sarà possibile realizzare degli 

interventi di nuova edificazione. In queste zone sono permessi interventi 

solamente o di interesse pubblico superiore o di mitigazione del rischio 

idrogeologico che le caratterizza. Naturalmente sono possibili anche interventi di 

miglioramento edificatorio sull’esistente, purchè non vengano modificate le 

volumetrie esistenti e i progetti vengano accompagnati da adeguati studi 

specialistici che ne confermino la validità e forniscano prescrizioni ed indicazioni 

per la messa in sicurezza del sito e dei nuovi interventi previsti. 

Le zone idonee a condizione costituiscono la maggior parte del territorio 

comunale, la presenza nel sottosuolo morenico del territorio comunale di frequenti 

lenti limo-argillose miste alle ghiaie, presuppone che tutto il territorio debba essere 

indagato mediante la redazione di relazioni geologiche e geotecniche, e altre 

relazioni specialistiche come specificato di seguito, sulla base di quanto previsto 

dal DM marzo 1988 e sulla base dei rilievi eseguiti per la redazione del PATI. 

In particolare l’estrema eterogeneità dei materiali che costituiscono il 

sottosuolo del territorio comunale presuppone la necessità per tutti gli interventi di 

nuova edificazione, e per qualunque intervento che presupponga una qualche 

interazione suolo-opera in progetto, la redazione di almeno una relazione 

geologica e geotecnica con relativa ed adeguata campagna geognostica. 

Le zone idonee a condizioni generali o per penalità geotecnica rientrano 

nella categoria sopra descritta, sono state individuate anche altre zone idonee a 

condizione nelle quali esistono specifici dissesti idrogeologici e quindi i vincoli, le 

prescrizioni e la normativa di riferimento ha carattere specialistico (vedi l’elaborato 

27


progettuale che elenca le norme tecniche urbanistiche). 

In particolare nel territorio di Rivoli sono state individuate zone idonee a 

condizione per esondabilità o ristagno idrico, per erosione, per caduta massi, per 

deposito antropico, per presenza di aree di conoide attuale o recente. 

In queste sottozone è prevista la redazione della relazione geologica e 

geotecnica unita e integrata con verifiche, relazioni, indagini specialistiche mirate 

alla mitigazione e alla conoscenza dello specifico dissesto idrogeologico rilevato 

nell’area esaminata. 

Le zone idonee a condizione per esondabilità o ristagno idrico sono quelle 

zone a ristagno idrico o a penalità idraulica bassa o moderata (vedi carta 

geomorfologia e idrogeologica). In queste zone In tali aree andrà valutata 

puntualmente sulla base di opportuni e adeguati studi di carattere geologico, 

idrogeologico e idraulico e su indicazioni delle autorità competenti di bacino la 

fattibilità degli interventi progettati. 

Le problematiche di difficoltà di deflusso e/o ristagno idrico andranno valutate 

e andranno previsti opportuni sistemi di regimazione e/o di intervento di 

mitigazione. 

Non sarà possibile realizzare nuovi edifici con piani interrati o seminterrati, le 

nuove costruzioni non potranno svilupparsi al di sotto del piano campagna 

esistente ad eccezione degli scavi necessari per l’allogamento delle fondazioni 

previste. 

Le zone idonee a condizione per erosione sono quelle zone soggette ad 

evidenti fenomeni di erosione fluviale o meteorica di dilavamento attivo (come 

evidenziato in corrispondenza del versante del centro abitato di Rivoli). 

In queste zone le relazioni geologiche-geotecniche dovranno valutare le 

condizioni geomorfologiche di dettaglio e i fenomeni di erosione attiva, andrà 

valutata anche la stabilità dell’opera in progetto in relazione a fenomeni di 

scalzamento o erosione concentrata. 

Le relazioni specialistiche dovranno valutare anche eventuali fenomeni di 

28


erosione fluviale e conseguente ingressione idrica. 

In situazioni nelle quali sono possibili fenomeni di erosione o di scalzamento 

da parte di acque di scorrimento superficiale le fondazioni devono essere poste a 

profondità tale da non risentire di questi fenomeni o devono essere 

adeguatamente difese. 

Le relazioni geologiche-geotecniche dovranno valutare anche i rischi che 

nuovi insediamenti possono procurare sullo svilupparsi dell’erosione e prevedere 

eventuali sistemi di difesa e mitigazione. 

Le zone idonee a condizione per caduta massi delimitano la base degli 

affioramenti rocciosi e delle pareti rocciose principali, nelle zone dove è possibile 

che si verifichino fenomeni di rotolamento di eventuali massi e/o frammenti 

rocciosi staccatesi dalla pareti retrostanti. 

Queste aree sono potenzialmente soggette a caduta massi, ogni singolo 

intervento di nuova edificazione o di ampliamento per l’insediamento di nuove 

possibili unità abitative o lavorative, andrà quindi accompagnato da adeguata 

relazione geologica-geotecnica e geomeccanica che includa indagini e rilievi 

geomeccanici specialistici, verifiche di stabilità, verifiche al rotolamento dei massi, 

verifiche di stabilità di tipo geomeccanico, progettazione di opere di messa in 

sicurezza attiva o passiva. 

Le zone idonee a condizione per presenza di conoidi sono quelle aree in cui 

sono state individuate conoidi fluviali e detritiche attivi e/o recenti, tali per cui si 

ritiene opportuno redigere degli specifici studi di verifica di stabilità lungo il pendio. 

In queste zone le pendenze sono superiori al 10% e si sono verificati nel 

passato recente fenomeni di scoscendimento. 

In queste aree soggette ad eventi periodici di debris flow o soggette a caduta 

massi, le relazioni geologiche e geotecniche andranno accompagnate da uno 

studio geomorfologico di dettaglio e da adeguate verifiche di stabilità dei versanti 

retrosanti l’area interessata 

Le condizioni di stabilità non andranno modificate dagli interventi progettati o 

29


andranno messe in opera adeguate opere di difesa, sistemazione e messa in 

sicurezza. 

Le zone idonee a condizione perché zone di deposito antropico sono aree 

identificate in passato come ex cave o discariche non autorizzate, nelle quali è 

necessario eseguire delle verifiche di carattere ambientale prima di procedere ad 

eventuali nuovi interventi. A seconda degli eventuali sviluppi delle indagini 

ambientali e per i specifici casi verranno opportunamente realizzati i progetti. 

In queste zone qualunque intervento, anche di minima entità o di minima 

interazione con il sedime, quindi anche gli interventi di tipo agrario che esulino da 

l’ordinaria utilizzazione agricola del suolo secondo gli ordinamenti colturali in atto, 

andranno accompagnati da relazione geologico – ambientale specifica che valuti 

mediante opportune indagini geognostiche la fattibilità dell’intervento in 

ottemperanza sia alle normative DM 11/3/88 e DM 14/1/2008 sia alle normative 

vigenti in ambito ambientale. 

30

7.0 ANALISI GEOTECNICA DEL TERRITORIO COMUNALE 


Il territorio comunale di Rivoli Veronese è principalmente costituito da 

depositi sciolti di età quaternaria legati alle diverse fasi deposizionali sia fluviali sia 

glaciali del Fiume Adige. 

Al fine di caratterizzare le principali tipologie di materiali che caratterizzano il 

sottosuolo sono state raccolte le indagini geognostiche già disponibili presso 

l'ufficio tecnico comunale e sono state integrate mediante la realizzazione di tre 

prove penetrometriche dinamiche pesanti in quelle zone dove la raccolta dei dati 

bibliografici era risultata carente. 

Di seguito sono riportati sinteticamente i dati di carattere geognostico raccolti 

presso l'ufficio tecnico comunale: 

POZZETTO GEOGNOSTICO PRESSO LOCALITA' CANALE 

0,0-0,9 m = Terreno Vegetale 

0,9-1,7 m = Ghiaia da media a grossolana in matrice limo sabbiosa 

1,7-3,0 m = Argilla limosa e limo sabbioso 

POZZETTO GEOGNOSTICO LOCALITA' BATTELLO 

Alternanza di limo sabbioso e ghiaie fine fino alla profondità di 4 m dal p.c.. 

POZZETTO GEOGNOSTICO PRESSO LOCALITA' TESSARI 


0,4-1,9 m = Sabbia fine 

1,9-5,0 m = Ghiaia e sabbia 

POZZETTO GEOGNOSTICO PRESSO LOCALITA' ZUANE BRENZONE 



31

PROVA PENETROMETRICA LOCALITA' CASTELLO 


0,6-1,2 m = Sabbia con subordinata ghiaia 

1,2-2,7 m = Ghiaia e sabbia 


3,9-5,7 m = Sabbia 



POZZETTO GEOGNOSTICO PRESSO LOCALITA' ZUANE MONTAGNE 



POZZETTO GEOGNOSTICO E SONDAGGIO PRESSO LOCALITA' CASON 

0,0-0,8/2,0 m = Terreno Vegetale 

0,8/2,0-5,0/12,0 m = Ghiaia da media a grossolana in matrice limo sabbiosa 

SONDAGGIO GEOGNOSTICO PRESSO LOCALITA' CASON DEGLI OLIVI 

0,0-1,5 m = Terreno Vegetale di natura limo-argillosa 

1,5-10,0 m = Ghiaia da media a grossolana in matrice limo sabbiosa con 

ciottoli e trovanti 

Le prove penetrometriche eseguite ex novo e riportate nell'Allegato 1 al testo 

al quale si rimanda sono state eseguite rispettivamente in località Montalto, in 

località Vanzelle e in località Baesso, le prove hanno rilevato la presenta di uno 

strato terrigeno dello spessore massimale di circa 1,0-1,4 m al quale seguono 

delle ghiaie da medie a grossolane con buone caratteristiche geotecniche. 

Di seguito viene descritta la successione stratigrafica locale individuata nei 

sondaggi condotti presso il nuovo polo scolastico comunale: 

32


SONDAGGIO S1 

1.m – 1.3 m = Limo argilloso di colore marron e natura terrigena. 

a. m – 5.0 m = Ghiaie medio-grossolane in matrice sabbiosa 

leggermente limosa, costituite da ciottoli di litologia 

variabile, calcarea e porfirica, con diametri variabili da 0.5 a 

4 cm. 

5.0 m – 6.0 m = Ghiaia media in matrice limosa. 

6.0 m – 7.0 m = Ghiaia grossolana pulita. 

7.0 m – 7.9 m e 8.8 m – 9.0 m = Sabbie limose di colore nocciola, umide. 

5.0 m – 6.0 m = Ghiaia media in matrice limosa. 

7.9 m – 8.8 m e 9.0 m – 10.0 m = Ghiaia medio-grossolana in abbondante 

matrice sabbioso – limosa. 

In corrispondenza di questo sondaggio sono state eseguite due prove SPT 

una a – 3 m dal p.c. che ha registrato i seguenti valori 30/33/40 e una alla 

profondità di -6 m dal p.c. che ha registrato un valore a rifiuto. 

In questo sondaggio è stata rilevata una falda idrica alla profondità di -9.5 m 

dal p.c. 

Al fine di valutare i parametri geotecnici da assegnare ai materiali in esame è 

stato prelevato un campione di sabbie limose di colore nocciola, su questo 

campione sono state condotte diverse prove con il penetrometro tascabile. Questo 

strumento valuta la resistenza dei terreni, dai quali può essere dedotta la coesione 

non drenata dei materiali. 

I dati ricavati sono riportati di seguito: 

1.0 – 1.0 – 1.3 - 1.5 – 0.8 – 0.5 – 1.3 - 1.3 – 1.5 – 0.5 Kg/cmq 

Il valore medio è pari a 1.1 kg/cmq al quale corrisponde una coesione non 

drenata di 0.55 kg/cmq. 

SONDAGGIO S2 

33


0.0 m – 1.5 m = Limi argillosi di colore marron-rosso, abbastanza plastici, 

con rari ciottoli calcarei, ben arrotondati, di diametro pari a 

2-3 cm. 

1.5 m – 5.0 m = Ghiaie grossolane in matrice sabbiosa leggermente limosa, 

con grani di dimensioni di 1-2 mm e con ciottoli di litologia 

varia (porfirica, gneissica, calcarea), ben arrotondati e di 

dimensioni variabili da 0.5 a 8 cm. 

In corrispondenza di questo sondaggio è stata eseguita una prove SPT una a 

– 3 m dal p.c. che ha registrato i seguenti valori 34/50/50. 

In questo sondaggio non è stata rilevata una falda. 

SONDAGGIO S3 

0.0 m – 1.5 m = Limi sabbiosi-argillosi di colore marron, terrigeni. 

1.5 m – 3.0 m = Ghiaie medie in matrice sabbiosa-limosa, con ciottoli 

prevalentemente calcarei, ben arrotondati, di diametro 

variabile da 0.3 a 4 cm. 

3.0 m – 8.0 m = Ghiaie grossolane pulite, in matrice sabbiosa-limosa, con 

ciottoli poligenici di diametro pari a 0.5-6.0 cm. 

In corrispondenza di questo sondaggio sono state eseguite due prove SPT 

una a – 3 m dal p.c. e una alla profondità di -6 m dal p.c. che hanno registrato 

valori a rifiuto. 

In questo sondaggio è stata rilevata una falda idrica alla profondità di -8.0 m 

dal p.c. 

Riassuntivamente sono di seguito descritte le successioni stratigrafiche 

individuate nei sondaggi S1 e S2 eseguiti per il sovrappasso delle Zuane. 

SONDAGGIO S1: 

34


0.0 m – 6.5 m = Ghiaia medio-fine debolmente limosa di colore marron 

chiaro con grani arrotondati di dimensioni massime pari 

a 3-4 cm; 

6.5 m – 12.3 m = Alternanze di argille limose e limi sabbiosi di colore marron 

chiaro. Deposito asciutto e molto addensato; 

12.3 m – 40 m = Ghiaia in matrice sabbiosa leggermente limosa di colore 

marron chiaro costituita da grani arrotondati di diametro 

massimo pari a 10 cm. 

SONDAGGIO S2: 

0.0 m – 6.8 m = Ghiaia sabbiosa leggermente limosa di colore marron, 

costituita da grani arrotondati di diametro massimo pari a 

3-4 cm; 

6.8 m – 27.6 m = Sabbia limosa debolmente ghiaiosa e limo sabbioso di 

colore marron chiaro; 

27,6 m – 35 m = Ghiaia con sabbia fine debolmente limosa di colore marron 

chiaro. Deposito asciutto e molto addensato. 

Riassuntivamente sono di seguito descritte le successioni stratigrafiche 

individuate nei sondaggi S1 e S2 eseguiti per il sovrappasso di Rivoli. 

SONDAGGIO S1: 

0.0 m – 2.8 m = Ghiaia e sabbia fine limosa di colore marron; 

2.8 m – 10.3 m = Ghiaia eterometrica e poligenica con grani subarrotondati 

del diametro massimo di 10 cm in matrice sabbioso-limosa 

di colore marron chiaro; 

10.3 m – 40 m = Sabbie fini limose di colore marron chiaro con ghiaia 

sparsa. Terreno addensato localmente umido. 

SONDAGGIO S2: 

0.0 m -2.6 m e 11.5 m – 14.3 m e 23.6 m – 26.4 m e 27.6 m – 40 m = Limo 

sabbioso di colore marron chiaro con sparsa ghiaia 

eterometrica costituita da grani poligenici, ben arrotondati, 

con diametro massimo pari a 4-5 cm; 

35


2.6 m – 11.5 m e 14.3 m – 23.6 m e 26.4 m e 27.6 m = Ghiaia eterometrica 

e poligenica con grani arrotondati di diametro massimo 

pari a 6 cm in matrice sabbioso-limosa di colore marron 

chiaro. 

POZZETTI GEOGNOSTICI ESEGUITI PRESSO IL CIMITERO DI RIVOLI 

POZZETTO GEOGNOSTICO P1 

1.m – 2.5 m = Deposito sabbioso – limoso di colore marron scuro con 

frequenti ciottoli ben arrotondati, di litologia varia, con 

diametro molto variabile da 1 cm a 20 cm. Il deposito è 

asciutto. 

POZZETTO GEOGNOSTICO P2 

0.0m – 0.5 m = Terreno vegetale di colore marron rossiccio e di natura 

sabbioso-limosa. 

0.5 m – 3.0 m = Ghiaia medio-grossolana in matrice sabbioso-limosa 

costituita da frequenti ciottoli calcarei, ben arrotondati, con 

diametro variabile da 1 cm a 6-8 cm. Il deposito è asciutto 

e di colore marron. 

36

8. PARAMETRAZIONE GEOTECNICA 


Di seguito è riportata la parametrazione geotecnica indicativa e media per le 

tipologie di materiali prevalentemente rilevati in corrispondenza del territorio 

comunale di Rivoli Veronese. 

Si tratta ovviamente di una stima media dei parametri geotecnici assegnati 

alle tipologi amediamente e più diffusamente rilevate in corrispondenza del 

territorio comunale. 

I dati di seguito riportati hanno quindi carattere indicativo e per le singole e 

specifiche opere andranno utilizzati i parametri realmente desunti dalle specifiche 

indagini e prove geotecniche che verranno eseguite per i singoli e futuri progetti da 

realizzare sul territorio comunale. 

Per la parametrazione geotecnica delle tipologie di materiali che interessano 

il sottosuolo del tratto esaminato sono stati utilizzati i dati ricavati dal rilevamento 

geologico e dalla campagna geognostica e i dati bibliografici raccolti. Di seguito 

questi dati sono stati elaborati per la determinazione del modello geologico locale 

come prescritto dalle nuove norme tecniche (DM 14-01-2008). 

DEPOSITI GLACIALI PREVALENTEMENTE GHIAIOSI 

Peso di volume naturale γ = 18.5 kN/m 3 

Angolo d’attrito φ = 30°-35° 

Coesione non drenata C = 0-5 Kpa 

Coefficiente di permeabilità K = 10 -4 m/sec 

DEPOSITI GLACIALI PREVALENTEMENTE LIMO-SABBIOSI 



Coesione non drenata C = 5-10 Kpa 

Coefficiente di permeabilità K = 10 -5 m/sec 

DEPOSITI ALLUVIONALI GHIAIOSI 



37

Coesione non drenata C = 0 Kpa 

Coefficiente di permeabilità K = 5*10 -4 m/sec 

SUBSTRATI ROCCIOSI 


Angolo d’attrito d'ammasso φ = 35°-40° 

Coesione d'ammasso C = 250-300 Kpa 

Classe geomeccanica = III-II di Bieniawski 


Il relatore 


38

Allegato 1: 

PROVE PENETROMETRICHE DINAMICHE 


39

Committente: 

COMUNE DI RIVOLI VERONESE 

Piazza Napoleone I°, 3 

37010 Rivoli Veronese (VR) 

INDAGINI GEOLOGICHE E GEOTECNICHE PRESSO I TERRENI 

IN COMUNE DI RIVOLI VERONESE 

C E R T I F I C A T I D I P R O V A n ° 11PD 6 0 , 11PD 6 1 e 1 1 P D 6 2 

DATA: 

1 Dicembre 2011 

Il Direttore di Laboratorio: 

DOTT. GEOL. NICOLA TOMASI 

______________________ 

Commessa n.: P_248/11 1/11 

GIARA ENGINEERING SRL Via Puccini 10 - 36100 Vicenza 

Telefono 0444.960757 

Telefax 0444.961408 

e-mail giaraeng@libero.it 

P.IVA e C.F. 00900800244

PD 3 

PD 2 

Planimetria non in scala con ubicaizone delle prove 

Certificati di prova 11PD60, 11PD61 e 11PD62 Direttore di Laboratorio 

Dott. Geol Tomasi Nicola 

PD 1 

Non in scala 

Il Responsabile di sito Operatore 

Dott. Benetti Michele Pizzolato Luca 

2/11

Penetrometro statico della ditta Pagani Geotechnical Equipment modello TG 73-200 da 20 ton posizionato sulla Prova 

Penetrometrica Statica PD 1 





3/11







6/11







9/11

COMMITTENTE: 

Località: 

Quota inizio 

Quota falda: 

(m da p.c.) 

p.c. Data inizio: 29/11/2011 

n.r. Data fine: 29/11/2011 

Certificato di prova n. 11PD60 Commessa n. 

Data di emissione: 

01/12/2011 

PENETROMETRO DINAMICO tipo SUPERPESANTE TG 73-200 PAGANI 

DPSH Standard - B, Norma EN-ISO 

classificazione ISSMFE (1988) dei penetrometri 

dinamici 

tipo sigla di riferimento peso della massa UNITA' DI MISURA 

battente M (kg) (conversioni) 

Leggero DPL (Light) M < 10 . 

Medio DPM (Medium) 10 < M < 40 . 

Pesante DPH (Heavy) 40 < M < 60 . 

Superpesante DPSH (Super H.) M > 60 . 

Peso massa battente M = 63,00 Kg 

Altezza caduta libera H = 0,75 m 

1 

1 

1 

1 

kg/cm² = 0,098067 MPa 

MPa = 1 MN/m² = 10,197 kg/cm² 

bar = 1,0197 kg/cm² = 0,1 MPa 

kN = 0,001 MN = 101,97 kg 

Peso sistema battuta Ms = 0,00 kg (esclusa massa battente) 

Diametro punta conica D = 50,8 mm 

Area base punta conica A = 20,27 cm² 

Angolo apertura punta α = 60° 

Lunghezza aste La = 1,50 m 

Peso aste al metro Ma = 6,0 kg 

Profondità giunzione 1° asta P1 = 1,20 m 

Avanzamento punta δ = 0,20 cm 

Responsabile di sito: Dott. Benetti Michele 


RIVOLI VERONESE (VR) 

PROVA N° 1 

P_248/11 

CARATTERISTICHE TECNICHE 

Il Direttore di laboratorio: Dott. Geol. Nicola Tomasi 

Operatore: Sig. Pizzolato Luca 

rev:01 - 7/10/11 rev:01 - 7/10/11 Via Puccini, 10 - 36100 Vicenza Tel 0444/9607527 - Fax. 0444/961408 

4/11 

e-mail: giaraeng@libero.it P.IVA 00900800244

RAPPORTO DI PROVA N: 

Profondità falda = n.r. 

Prof. Np Rpd 

metri kg/cm² 

0,00 - 0,20 4 42,6 

0,20 - 0,40 14 149,0 

0,40 - 0,60 8 85,1 

0,60 - 0,80 12 127,7 

0,80 - 1,00 11 117,1 

1,00 - 1,20 20 212,8 

1,20 - 1,40 24 235,0 

1,40 - 1,60 16 156,6 

1,60 - 1,80 27 264,3 

1,80 - 2,00 29 283,9 

2,00 - 2,20 33 323,1 

2,20 - 2,40 31 303,5 

2,40 - 2,60 34 332,9 

2,60 - 2,80 34 308,2 

2,80 - 3,00 50 453,3 

3,00 - 3,20 

3,20 - 3,40 

3,40 - 3,60 

3,60 - 3,80 

3,80 - 4,00 

4,00 - 4,20 

4,20 - 4,40 

4,40 - 4,60 

4,60 - 4,80 

4,80 - 5,00 

Note: 

11PD60 continua dalla pagina precedente 

PROVA PENETROMETRICA DINAMICA N° 

Profondità (m) 

0,20 

0,60 

1,00 

1,40 

1,80 

2,20 

2,60 

3,00 

3,40 

3,80 

4,20 

4,60 

5,00 

DIAGRAMMA RESIST. DINAMICA 



1 

0 50 100 150 200 

Resistenza Dinamica alla Punta (kg/cm 2 ) 


rev:01 - 7/10/11 Via Puccini, 10 - 36100 Vicenza Tel 0444/9607527 - Fax. 0444/961408 

5/11 


COMMITTENTE: 

Località: 

Quota inizio 

Quota falda: 

(m da p.c.) 


n.r. Data fine: 29/11/2011 



01/12/2011 













1 

1 

1 

1 

kg/cm² = 0,098067 MPa 

MPa = 1 MN/m² = 10,197 kg/cm² 

bar = 1,0197 kg/cm² = 0,1 MPa 

kN = 0,001 MN = 101,97 kg 












PROVA N° 2 

P_248/11 





7/11 




Prof. Np Rpd 

metri kg/cm² 

0,00 - 0,20 5 53,2 

0,20 - 0,40 3 31,9 

0,40 - 0,60 3 31,9 

0,60 - 0,80 4 42,6 

0,80 - 1,00 4 42,6 

1,00 - 1,20 12 127,7 

1,20 - 1,40 12 117,5 

1,40 - 1,60 14 137,1 

1,60 - 1,80 15 146,9 

1,80 - 2,00 14 137,1 

2,00 - 2,20 15 146,9 

2,20 - 2,40 14 137,1 

2,40 - 2,60 15 146,9 

2,60 - 2,80 21 190,4 

2,80 - 3,00 18 163,2 

3,00 - 3,20 11 99,7 

3,20 - 3,40 19 172,2 

3,40 - 3,60 23 208,5 

3,60 - 3,80 12 108,8 

3,80 - 4,00 10 90,7 

4,00 - 4,20 21 190,4 

4,20 - 4,40 20 168,8 

4,40 - 4,60 36 303,8 

4,60 - 4,80 40 337,6 

4,80 - 5,00 

Note: 




0,20 

0,60 

1,00 

1,40 

1,80 

2,20 

2,60 

3,00 

3,40 

3,80 

4,20 

4,60 

5,00 




2 

0 50 100 150 200 




8/11 


COMMITTENTE: 

Località: 

Quota inizio 

Quota falda: 

(m da p.c.) 


n.r. Data fine: 29/11/2011 



01/12/2011 













1 

1 

1 

1 

kg/cm² = 0,098067 MPa 

MPa = 1 MN/m² = 10,197 kg/cm² 

bar = 1,0197 kg/cm² = 0,1 MPa 

kN = 0,001 MN = 101,97 kg 












PROVA N° 3 

P_248/11 





10/11 




Prof. Np Rpd 

metri kg/cm² 

0,00 - 0,20 2 21,3 

0,20 - 0,40 2 21,3 

0,40 - 0,60 5 53,2 

0,60 - 0,80 10 106,4 

0,80 - 1,00 8 85,1 

1,00 - 1,20 8 85,1 

1,20 - 1,40 8 78,3 

1,40 - 1,60 12 117,5 

1,60 - 1,80 18 176,2 

1,80 - 2,00 14 137,1 

2,00 - 2,20 21 205,6 

2,20 - 2,40 20 195,8 

2,40 - 2,60 25 244,8 

2,60 - 2,80 24 217,6 

2,80 - 3,00 14 126,9 

3,00 - 3,20 13 117,8 

3,20 - 3,40 26 235,7 

3,40 - 3,60 25 226,6 

3,60 - 3,80 39 353,5 

3,80 - 4,00 40 362,6 

4,00 - 4,20 

4,20 - 4,40 

4,40 - 4,60 

4,60 - 4,80 

4,80 - 5,00 

Note: 




0,20 

0,60 

1,00 

1,40 

1,80 

2,20 

2,60 

3,00 

3,40 

3,80 

4,20 

4,60 

5,00 




3 

0 50 100 150 200 




11/11

Elaborato 5aG – Relazione geologica e geotecnica - Comune di ...

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