geo 1 relazione geogica - Comune di Stresa

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
..................................................................................................................................... 42
7.7.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................... 42
7.7.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE ............... 43
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
..................................................................................................................................... 45
7.8.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................... 45
7.8.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE ............... 46
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
..................................................................................................................................... 48
7.9.2. MECCANISMO DI TRASPORTO SOLIDO CARATTERISTICO .................................... 49
7.9.3. VALUTAZIONE DELLA PERICOLOSITÀ DELLA CONOIDE ALLUVIONALE ............... 49
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

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.
1

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 km 2 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).
2

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
3

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 geologicostrutturale,
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”.
4

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.
5

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.
6

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.
7

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).
8

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.
9

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 medioapicali;
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)
10

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 Kfeldspato)
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
11

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
1.800-2.300 kg/cm 2 Sani 600-900 kg/cm2 Sani 1.000-2.000 kg/cm 2
monoassiale “S”
Angolo di attrito delle fratture
“A”
40-45°
Fratturati 100-200 kg/cm 2
Sani 35-45°
Fratturati 30-35°
Fratturati 700-900 kg/cm 2
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
12

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/m 3 ) ϕ (°) C (kg/cm 2 )
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.
13

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
14

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.
15

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.
16

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.
17

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.
18

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 km 2 di bacino, mentre i deflussi medi
superano i 50 l/s per km 2 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 km 2 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
19

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.
20

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
dove:
Sb: superficie bacino (km 2 )
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)
Tabella 1 – Parametri morfometrici dei bacini
21

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
Sc: superficie conoide (km 2 )
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 (%)
Tabella 2 – Parametri morfometrici delle conoidi
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 km 2 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
22

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 0,413
T. Roddo 64,81 0,406 82,92 0,403 90,63 0,402 100,84 0,401
R. Selvalunga (Molino) 64,84 0,408 82,95 0,405 90,67 0,404 100,88 0,404
T. 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:
dove:
S: superficie del bacino
ϕ: coefficiente di deflusso
Cr: coefficiente di ragguaglio
ε: coefficiente di evapotraspirazione
tc: tempo di corrivazione
Pc: pioggia critica
Qmax = 0.277 ϕ Cr ε Pc S / tc
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
23

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):
dove :
ϕ = ϕc ϕp ϕi
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
24

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
25

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.
26

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.
27

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 1177-1828
Cronache locali
Quote
m.s.l.m.
Eventi
Tempi di
ritorno
204.00
203.00
202.00
201.00
max 203.67
Periodo 1829-1867
Sesto Calende
Tempi di
Eventi
ritorno
Periodo 1868-1942
Sesto Calende
Tempi di
Eventi
ritorno
200.00 max 199.81
Periodo 1943-1951
Sesto Calende
Tempi di
Eventi
ritorno
Periodo 1952-2000
Pallanza
Tempi di
Eventi
ritorno
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
28

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.
Massimi annuali
T. ritorno Livelli
(anni) (m s.l.m.)
2.33 195.55
10 196.67
20 197.15
50 197.78
100 198.25
200 198.71
300 198.99
400 199.18
500 199.30
Livelli (m s.l.m.)
200
199
198
197
196
195
194
LIVELLI AL COLMO DEL LAGO MAGGIORE
Estrapolazione (Gumbel) dai massimi annuali
Periodo 1952-2000
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
y = 195.02x 0.0033
0 100 200 300 400 500
Tempo di ritorno (anni)
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
29

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.
30

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
31

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
32

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
33

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 Mb b 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:
34

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 (km 2 )
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 S 1.5 (I.G.) (I.T) -0.3
A= superficie del bacino all’apice di conoide (km 2 )
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 (km 2 )
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/IF 2 ) dove:
A= superficie del bacino all’apice di conoide (km 2 )
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
36

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 m 3 ):
Crosta et al. D’Agostino et al. Kronfellner-Kraus Bianco e Franzi
(2000)
(1996)
(1984)
(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 semiempirici
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.
38

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 m 3 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 m 3 .
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.
39

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 km 2 , 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 medioapicale
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.
40

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.
41

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 m 3 ,
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 m 3 , 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.
42

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 nonnewtoniano.
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
43

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 m 3 ;
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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acino 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 km 2 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 m 3 ; 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 m 2 , 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
50

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.
51

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.
52

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 m 2 , 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
53

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 sabbiosoghiaiosa
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.
54

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 m 2 , 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 1m 2 ) 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
56

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
57

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;
58

− 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.
59

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”.
60

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
km 2 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 10 6 m 2 ) 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.
61

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;
62

- 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 m 2 )
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
63

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.
64

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
65

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.
66

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:
67

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)
68

- 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.
69

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 limososabbiosi
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
70

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
(

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.
72

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
73

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, ottobre 2009
Dott. Geol. Italo Isoli
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