P ia n o U rb an is tico C o m u n ale - Comune di Villasimius

Piano Urbanistico Comunale 

Relazione tecnica illustrativa 

Il Sindaco 

Salvatore Sanna 

Comune di Villasimius 

Provincia di Cagliari 

Studio di compatibilità idraulica 

coordinamento generale 

Arch. Paolo Falqui 

Dott. Ing. Paolo Bagliani 

Dott. Geol. Maurizio Costa 

Responsabili per lo studio di Compatibilità Idraulica 

Prof. Ing. Nicola Montaldo, coordinamento tecnico-scientifico 

Dott. Geol. Maurizio Costa (Criteria srl), responsabile per gli aspetti geologici 

Il capo dell'ufficio tecnico 

Dott. Ing. Giovanni Barracciu 

dicembre 2011

PUC – Studio di Compatibilità Idraulica 

Gruppo di Lavoro per lo Studio di Compatibilità Idraulica 

Coordinamento tecnico scientifico 

Prof. Ing. Nicola Montaldo 

Responsabile per gli aspetti geologici 

Dott. Geol. Maurizio Costa (Criteria srl) 

Esperti e specialisti di settore 

Prof. Ing. Andrea Saba, analisi idrauliche e idrologiche 

Dott. Ing. Michele Vacca, analisi idrauliche e idrologiche 

Dott. Geol. Edoarda Cannas (Criteria srl), aspetti geolitologici 

Dott.Geol. Antonio Pitzalis (Criteria srl), aspetti geomorfologici 

Geom. Cinzia Orrù (Criteria srl), cartografia 

Geom. Guido Sbandi (Criteria srl), rilievi topografici 

Dott. Ing. Daniela Tedde (Criteria srl), sistema informativo e cartografia

INDICE 

1 


1 Introduzione.................................................................................................................... 1 

2 Inquadramento geologico e geomorfologico ................................................................... 3 

2.1 Assetto geologico .................................................................................................... 3 

2.1.1 Litologie del substrato....................................................................................... 3 

2.1.2 Formazioni superficiali...................................................................................... 7 

2.1.3 Caratteri tettonico-strutturali ........................................................................... 10 

2.2 Assetto geomorfologico ......................................................................................... 11 

2.2.1 Geomorfologia del settore costiero ................................................................. 11 

2.2.2 Geomorfologia delle piane alluvioni e delle fasce pedemontane..................... 16 

2.2.3 Geomorfologia del sistema montano interno................................................... 18 

2.3 Assetto fisico-ambientale del bacino idrografico .................................................... 21 

2.3.1 Il bacino idrografico ........................................................................................ 21 

2.3.2 Caratteri morfometrici..................................................................................... 23 

2.3.3 Uso del suolo.................................................................................................. 24 

2.3.4 Caratteri geopedologici................................................................................... 26 

2.3.5 Mappa del Curve Number (CN) ...................................................................... 27 

3 Valutazione quantitativa del materiale superficiale asportato dai versanti per 

effetto dell’erosione idrica.................................................................................................... 31 

3.1 Il modello di Gavrilovic (1959)................................................................................ 31 

3.2 La previsione dell'erosione mediante l’equazione USLE........................................ 33 

3.3 La previsione dell'erosione mediante l’equazione RUSLE ..................................... 38 

3.4 Confronto dei risultati............................................................................................. 40 

4 Perimetrazione aree allagabili durante le piene in moto permanente............................ 57 

4.1 La stima della portata di progetto........................................................................... 57 

4.1.1 Stima portata di piena..................................................................................... 57 

4.2 Verifica della attualità delle curve di possibilità pluviometrica................................. 58 

4.3 La propagazione dei deflussi di piena e la perimetrazione delle aree allagabili per i 

diversi periodi di ritorno.................................................................................................... 61 

5 Pericolosità idraulica individuata su evidenze geomorfologiche.................................... 62 

6 Le fasce di tutela dei corpi idrici superficiali .................................................................. 64 

7 Gli elementi (E4, E3, E2, E1) e la classificazione del Rischio (Ri4, Ri3, Ri2, Ri1) 

idraulico............................................................................................................................... 65 

8 Conclusioni................................................................................................................... 68 

9 Appendice A: metodologie per la stima della portata di piena....................................... 69


10 Appendice B: il modello HEC-RAS ............................................................................... 80 

Allegati 

Allegato 1 – Tabelle di calcolo delle portate e sezioni idrauliche 

Tav. 1 – Geolitologia (scala 1:12.500) 

Tav. 2 – Geomorfologia (scala 1:12.500) 

Tav. 3 - Aree di significativa pericolosità idraulica (scala 1:12.500) 

Tav. 3.a - Aree di pericolosità idraulica del reticolo del Rio Foxi gravante sul centro abitato 

(scala 1: 4.000) 

Tav. 3.b - Aree di pericolosità idraulica della foce fluviale del Rio Foxi (scala 1: 4.000) 

Tav. 3.c - Aree di pericolosità idraulica di Campu Longu (scala 1: 4.000) 

Tav. 3.d - Aree di pericolosità idraulica di Su Stangioni-Simius, Is Traias, Is Prezzus 

(scala 1: 4.000) 

2

1 Introduzione 

1 


Lo Studio di Compatibilità Idraulica del territorio del Comune di Villasimius è sviluppato 

nell'ambito del nuovo Piano Urbanistico Comunale (PUC), attualmente in corso di redazione 

per l’adeguamento al Piano Paesaggistico Regionale (PPR) e al Piano di Assetto 

Idrogeologico (PAI) della Regione Sardegna. Lo Studio di Compatibilità Idraulica, richiesto ai 

sensi dell’Art. 8 comma 2 delle Norme Tecniche di Attuazione (NTA) del PAI, individua le 

aree di significativa pericolosità idraulica per tutto il territorio comunale, non perimetrate 

direttamente dal PAI, coerentemente con quanto disposto dall’art. 8 comma 5 e dal correlato 

art. 26 comma 1 delle NTA del PAI. A queste aree, individuate secondo le procedure 

metodologiche indicate nelle Linee Guida del PAI, si applicano le prescrizioni definite per le 

aree di pericolosità idrogeologica molto elevata, elevata, media e moderata di cui agli articoli 

relativi al Capo II delle NTA, con effetto sugli strumenti e sulla disciplina urbanistica vigente 

nel Comune di Villasimius. 

Le aree di pericolosità idraulica così individuate e la relativa disciplina definita dal PAI 

saranno assunte dal nuovo PUC in adeguamento al PPR e al PAI, attualmente in corso di 

redazione, al fine di introdurre nelle norme dello strumento urbanistico le limitazioni d’uso 

previste per gli ambiti a pericolosità idraulica del territorio comunale. Nel processo di 

costruzione del PUC in adeguamento al PPR e al PAI, lo Studio di Compatibilità Idraulica 

costituirà parte integrante dei documenti di Piano, predisposti per l’intero territorio comunale, 

secondo quanto previsto dall‘art. 8, dagli artt. 24 e 25 delle NTA del PAI e dalle “Linee guida 

per l’adeguamento del PUC al PAI” approvate con Deliberazione del Comitato Istituzionale 

n. 3 del 18.07.2007 dell’Autorità di Bacino Regionale della Sardegna (BURAS n. 29 del 

10.09.2007 parte I e II). 

In questa fase di predisposizione del PUC si è ritenuto necessario anticipare gli esiti della 

definizione delle aree a significativa pericolosità idraulica di cui all’art. 26 comma 1 delle NTA 

del PAI, in quanto gli eventi alluvionali recenti (quali quelli accaduti nell'Ottobre e Novembre 

2008 e nell’Ottobre del 2010) hanno evidenziato la necessità di una aggiornamento della 

disciplina d’uso del territorio mediante la delimitazione delle aree a rischio idrogeologico. 

Infatti, attualmente il PAI della Regione Sardegna non prevede aree a pericolosità idraulica 

nel territorio del Comune di Villasimius. 

Nello Studio qui presentato è stata condotta una analisi geologica e geomorfologica di tutto il 

territorio del Comune di Villasimius, al fine di individuare i processi ed eventuali criticità in 

atto o potenziali connesse alla dinamica di scorrimento delle acque superficiali, funzionale 

alla analisi idrologica-idraulica di dettaglio per la perimetrazione delle aree a rischio


idrogeologico, che interessa in particolare il reticolo idrografico minore gravante sugli 

insediamenti esistenti. 

Per la realizzazione di tale studio si sono utilizzati i più aggiornati strumenti oggi disponibili in 

campo idrologico in Sardegna. In tal senso si è prestata grande attenzione nella verifica 

dell'attualità dei modelli idrologici statistici degli eventi estremi oggi disponibili in Sardegna. Si 

ricorda infatti che attualmente nella Regione Sardegna i modelli di previsione degli eventi 

estremi sia pluviometrici che idrometrici (Cao et al., 1991; Piga e Liguori, 1994; Deidda et al., 

2000) sono stati ottenuti utilizzando informazioni pluviometriche ed idrometriche del periodo 

1921-1980. Prima di applicare tali modelli è quindi bene valutare ed analizzare le stime 

ottenibili con tali modelli e verificarli per quanto possibile con informazioni idrologiche più 

recenti. 

Le analisi idrologiche ed idrauliche dei fenomeni di piena sono state condotte per tempi di 

ritorno pari a 50, 100, 200 e 500 anni come prescritto dal PAI Sardegna. 

Dal punto di vista idraulico la propagazione dell'evento estremo ricostruito è stata eseguita 

tramite un modello idraulico monodimensionale largamente utilizzato in campo 

internazionale, HECRAS. L'utilizzo di tale modellistica idraulica consente la perimetrazione 

delle aree a rischio di allagamento come richiesto dal PAI. In tal senso diversi autori (Horritt e 

Bates, 2002) hanno dimostrato come l'utilizzo di un modello monodimensionale sia 

sufficiente per tali finalità, rispetto a modelli più sofisticati, quali quelli bidimensionali. 

Come previsto dal PAI sono state perimetrate le aree di pericolosità idraulica secondo le 4 

classi di pericolosità idraulica: molto elevata (Hi4), elevata (Hi3), media (Hi2) e moderata 

(Hi1). 

L’analisi conoscitiva e l’elaborazione delle informazioni raccolte funzionali alla redazione 

dello Studio è stata condotta con l’ausilio dei seguenti elaborati cartografici di base: 

- La CTR numerica in scala 1:10.000, quale riferimento di base per l’intero territorio 

comunale di Villasimius; 

- Ortofoto a colori del 2006, in particolare per la determinazione delle componenti fluviali, 

mediante tecniche di rilevamento indiretto affiancate ai rilevamenti geomorfologici in sito; 

- Ortofoto 2k ad alta risoluzione aggiornata all’anno 2008 – sistema di coordinate WGS84 – 

UTM32 N: catalogo dati della Regione Sardegna – SSITR; 

- Aerofotogrammetico scala 1: 2.000 del Comune di Villasimius, per le aree insediate del 

centro urbano, quale supporto cartografico di base integratico rispetto alla CTR; 

- DEM (Digital Elevation Model), Modello Digitale del Terreno con risoluzione planimetrica di 

1m, rilevato attraverso laser scanning Lidar dalla RAS nel 2008 - sistema di coordinate 

WGS84 – UTM32 N: catalogo dati della Regione Sardegna – SSITR. 

2

2 Inquadramento geologico e geomorfologico 

3 


Di seguito si riporta la caratterizzazione relativa agli aspetti geologici e geomorfologici del 

territorio comunale di Villasimius, al fine di analizzare l’assetto fisico-ambientale ed i processi 

evolutivi dell’area funzionali alla individuazione delle criticità in atto o potenziali connessi ai 

fenomeni di scorrimento delle acque superficiali. 

2.1 Assetto geologico 

L'area in esame (vedi Tavola 1 – Geolitologia) rappresenta il limite meridionale della regione 

del Sarrabus (Sardegna Sud-Orientale). I litotipi affioranti sono rappresentati da plutoniti 

intrusive prevalentemente di tipo acido e più subordinate di tipo basico, costituenti il 

basamento paleozoico, a cui si affiancano modeste e localizzate intrusioni di rocce filoniane 

dai caratteri petrografici differenziati, acidi e basici. La messa in posto del basamento 

cristallino e in seguito dei differenziati filoniani è legata alle fasi tardive dell'orogenesi 

ercinica. 

I terreni sedimentari paleozoici, con medio e basso grado metamorfico, sono notevolmente 

subordinati e limitati al settore centro settentrionale del Sarrabus. 

In generale, i terreni di copertura quaternari sono depositi continentali alluvionali e di pendio 

organizzati in differenti generazioni, limitati sia in estensione che in potenza. 

2.1.1 Litologie del substrato 

I litotipi paleozoici affioranti nel territorio comunale di Villasimius fanno parte del batolite 

ercinico del Sarrabus, originati durante le fasi tardive del ciclo magmatico ercinico. 

I litotipi paleozoici sono costituiti prevalentemente da: granodioriti; masse plutoniche basiche 

di tipo gabbri e sieniti; leucograniti e micrograniti. 

Tutti questi tipi litologici sono a loro volta attraversati da un corteo filoniano caratterizzato da 

apliti, micropegmatiti e spessartiti. 

Le granodioriti occupano la quasi totalità del territorio in esame. Queste rocce si presentano 

di colore grigio chiaro, hanno grana media e struttura inequigranulare; concorrono a 

caratterizzarla in questo senso i grossi porfiroblasti di feldspato potassico (ortoclasio) e le 

dimensioni variabili dei plagioclasi. La tessitura è isotropa ed a livello macroscopico non si 

osservano marcati orientamenti preferenziali. Presentano spesso inclusi femici 

microgranulari lentiformi e isorientati. Le granodioriti si presentano spesso superficialmente


alterate; il processo di arenizzazione può spingersi, in alcune zone, sino ad alcuni metri di 

profondità. 

Inglobate nelle plutoniti granodioritiche si distinguono localmente masse di plutoniti più o 

meno basiche di modeste dimensioni. Quelle a carattere più basico sono i gabbri, che sono 

rocce compatte, con grana media e colore scuro grigio-plumbeo. Si rilevano, in limitati 

affioramenti, nel settore occidentale del territorio comunale di Villasimius presso la località di 

Scala Carbonara, dove sono parzialmente mascherati dalle coperture quaternarie, e presso il 

versante sud occidentale del rilievo di Br.cu Campulongu; quelle a carattere meno basico 

sono le sieniti che affiorano a W-SW dell'abitato di Villasimius e costituiscono la porzione 

sommitale dei modesti rilievi di Br.cu Campulongu, di Cuccureddus, di Monte S'Argalla, 

costituiscono il promontorio di Punta Cuccureddu e quello subito ad ovest di quest'ultimo. Le 

sieniti si presentano in stock a pianta ellittica, con orientazione prevalente E-W, sono intrusi 

nelle plutoniti granodioritiche e nei gabbri. A livello macroscopico queste rocce sono molto 

compatte, il colore varia da grigio biancastro a grigio rosato, hanno tessitura microgranulare 

e inequigranulare. Inoltre, data la disomogenea concentrazione dei minerali femici, che si 

presentano in forme irregolari e sono di colore nero-verdastro, queste rocce assumono un 

aspetto diverso da zona a zona. 

I leucograniti e i micrograniti, caratterizzano il settore orientale di Punta Molentis, il 

promontorio di Porto Giunco (Capo Carbonara) ed i rilievi del settore sud occidentale del 

territorio comunale. 

4

5 


Figura 1 - Veduta panoramica del sistema orografico interno impostato sul basamento 

granitico e dominato da versanti ad elevata acclività e diffusi affioramenti rocciosi; questi 

aspetti definiscono un carattere di predisposizione geomorfologica intrinseca a fenomeni di 

instabilità 

I leucograniti di Punta Molentis appaiono uniformi, il colore è grigio chiaro e la grana è di 

norma minuta, e comunque sempre inferiore a quella della granodiorite. La struttura è 

olocristallina ipidiomorfa e la tessitura isotropa. 

L'assenza di facies brecciate e cataclasate al contatto tra le granodioriti ed i leucograniti 

esclude che i rapporti tra le due rocce siano solamente tettonici, ma piuttosto l'attuale 

situazione giaciturale è da attribuire alla messa in posto di una massa magmatica 

differenziata in seno alla granodiorite. 

La messa in posto delle plutoniti granodioritiche è avvenuta in un arco di tempo 

relativamente breve tra 290 e 280 milioni di anni fa (Carbonifero-Permiano), l'età è stata 

stabilita con metodo K-Ar sulle granodioriti di Capo-Carbonara; seguono le intrusioni dei 

gabbri e delle sienite, la cui età non è ancora definita, tuttavia sono collocabili nell'ambito 

delle ultime fasi del plutonismo ercinico sardo; infine si sono messi in posto i micrograniti ed i 

leucograniti.


Le rocce del basamento paleozoico sono state interessate da un magmatismo secondario in 

facies filoniana riferibile alle fasi tardo e post erciniche. II corteo filoniano è caratterizzato da 

filoni acidi (apliti e micropegmatiti, indifferenziati sulla carta) e da filoni basici (spessartiti). 

I primi sono i più diffusi e sono rappresentati dai dicchi porfirici, da filoni aplitici e 

micropegmatitici. 

Figura 2 - Filone lamprofirico incassato nella roccia granitica 

I dicchi porfirici, più compatti e tenaci delle plutoniti incassanti, danno luogo a creste che 

emergono dai corpi intrusivi circostanti. La frattura è scheggiosa e la fratturazione, in genere, 

è prismatica. 

I dicchi aplitici, la cui potenza non supera mai il metro, hanno in grandi linee la stessa 

direzione degli altri corpi filoniani, nei confronti dei quali sono meno diffusi; si presentano 

anche come venature che intagliano variamente i corpi intrusivi. Hanno l'aspetto di rocce 

compatte a frattura scheggiosa, sono di norma a grana molto minuta di tipo anche afanitico. 

Il colore varia da grigio molto chiaro a giallo pallido, in funzione oltre che della diversa 

incidenza dei minerali costituenti, anche delle trasformazioni, di tipo esogeno, da questi 

subite. I filoni micropegamatitici sono subordinati rispetto a quelli aplitici. Talora assumono, 

macroscopicamente, un aspetto analogo a quelli aplitici, anche se generalmente tendono ad 

un colore più chiaro nell'insieme biancastro. 

6

7 


I filoni basici sono riconducibili alle spessartiti, la cui paragenesi primaria è stata modificata 

da eventi metasomatici o da apporti tardivi. Presentando vergenze variabili sono di norma 

subverticali e con potenze comprese tra pochi decimetri ed il metro e mezzo. A differenza dei 

termini acidi queste rocce appaiono raramente ben conservate, mostrando una scarsa 

resistenza agli agenti atmosferici, presentano fessurazioni prismatiche e cipollari. Se 

inalterati hanno un colore grigio scuro che tende al verde marcio quando l'alterazione si fa 

più marcata. 

In generale la direzione prevalente dei filoni è NW-SE, di minore frequenza la direzione NE- 

SW. Queste direzioni preferenziali concordano con le principali direttrici tettoniche. 

2.1.2 Formazioni superficiali 

I terreni quaternari, discordanti sul substrato paleozoico, sono rappresentati da: depositi di 

versante, fluviali, eolici, lagunari e litorali. 

I depositi di versante, essenzialmente legati all'azione gravitativa ed all'erosione dei versanti; 

si distinguono in vari ordini: 

- i depositi di versante del Pleistocene medio-sup., sono i sabbioni arcosici che derivano 

dall'alterazione delle plutoniti sottostanti. Questi depositi si accumulano lungo le pendici 

dei rilievi sud occidentali di Cuc.ru Perda Lada e Cuc.ru Scala Pisano; inoltre, si rilevano 

nel settore centrale del territorio, con spessori anche di alcuni metri lungo i versanti 

occidentali della piana alluvionale del Riu Foxi; 

- i depositi di versante del Pleistocene sup. sono i più diffusi. Si rilevano nelle zone 

pedemontane e costituiscono il raccordo tra i rilievi e le piane alluvionali, come è ben 

evidente nella piana alluvionale del Riu Foxi o tra i rilievi e i bordi delle valli secondarie 

verso cui degradano. Sono costituiti da accumuli di detriti stratificati a ghiaie eterometriche 

e poligeniche in matrice limo-argillosa ossidata; 

- i depositi di versante più recenti, olocene-attuale, sono costituiti da detriti di falda 

caratterizzati da ghiaie e blocchi di clasti di varia natura, prevalentemente granodioritica, a 

spigoli vivi, in genere disposti caoticamente e non cementati e da depositi di pendio e 

colluvi sabbiosi che derivano dall'alterazione delle plutoniti affioranti. Questi depositi si 

rilevano nel bacino del Riu Foxi e, più ad est, presso il Riu Trottu dove i rilievi sono 

collegati al fondo valle tramite pediment, parzialmente ricoperti dai glacis olocenici.


Figura 3 - Morfologie collinari impostate su depositi di glacis e sabbioni arcosici. 

I depositi fluviali sono essenzialmente legati all'azione di trasporto e deposito dei corsi 

d'acqua, a regime torrentizio e fluviale. Si distinguono tre diversi ordini di alluvioni: 

- i depositi terrazzati del Pleistocene superiore sono i più antichi, sono costituiti da alluvioni 

prevalentemente ciottolose ben cementate. Si presentano di colore giallo rossastro per 

ferrettizzazione e sono formati da ciottoli di rocce paleozoiche inclusi in una matrice limo- 

argillosa ferruginosa ossidata. Questi depositi si rilevano sia sul fondo valle dei corsi 

d'acqua principali (Riu Foxi, Riu Trottu, Riu Pari Mannu), che nelle valli dei loro affluenti 

secondari. Nella parte terminale del Rio Foxi è presente un limitato affioramento di 

alluvioni antiche riferibili al Pleistocene superiore caratterizzate da ghiaie in matrice limo- 

argillosa ossidata. In genere, lo spessore delle coltri varia dal decimetro a qualche metro; 

- le alluvioni oloceniche. Sono costituite da ghiaie in matrice limo-sabbiosa bruna. Le ghiaie, 

le sabbie e, subordinatamente, le argille di queste alluvioni, provengono prevalentemente 

dalla rimessa in circolazione dei depositi alluvionali terrazzati e dai depositi di versante in 

genere. Nelle alluvioni oloceniche sono presenti ciottoli eterometrici, con dimensioni fino a 

20 cm, poco arrotondati e spesso a spigoli vivi; mentre lenti sabbiose si alternano a letti 

ghiaiosi. Queste alluvioni colmano le piane alluvionali a debole pendenza. I depositi più 

prossimi alla foce del Riu Foxi oltre alla componente ghiaio-sabbiosa rivelano anche una 

8

9 


modesta presenza di limo e argilla. Il loro spessore varia da qualche decimetro nella zona 

a monte a più di dieci metri in pianura; 

- le alluvioni recenti e attuali si rilevano lungo gli alvei dei corsi d'acqua; queste sono 

costituite da depositi di sabbie grossolane in matrice limo-sabbiosa, che talora passano a 

limi ed argille in prossimità delle foci. 

I depositi eolici, sono costituiti da sabbie fini accumulate in dune sotto l'azione dei venti. 

Sono state individuate diverse generazioni di apparati dunari: 

- le dune fossili più antiche del Pleistiocene sup. Si rilevano in facies di arenarie eoliche a 

laminazione incrociata (eolianiti) all'interno di baie particolarmente riparate. I principali 

affioramenti sono rilevabili in lembi nella cala di Cave Usai, nella cala di Burroni, nel 

promontorio di Capo Carbonara, a Cala Is Cascinas e nell'isola dei Cavoli. Queste paleo- 

dune sono attribuibili all'ultima glaciazione in senso freddo (Wurm - 80.000 di anni); 

- depositi colluviali eolizzati "loess" ricoprono la sommità delle arenarie eoliche 

limitatamente alla baia di Cave Usai; 

- i campi dunari di retrospiaggia olocenici, sono costituiti da sabbie in matrice siltitica 

debolmente ossidata. Il più esteso campo dunare si sviluppa dalla baia di Campulongu 

verso Serra e Moru. Queste dune sono imbrigliate dalla vegetazione psammofila naturale 

e da interventi di rimboschimento. Altro campo dunare di impostazione olocenica è quello 

di Porto Sa Ruxi, qui le dune risalgono sui versanti granitici fino a + 50 m, la fitta copertura 

vegetale naturale ne preserva la dispersione; 

- dune libere costituite da sabbie fini, olocene-attuale, sono parzialmente colonizzate da 

vegetazione psammofila e da macchia mediterranea, occupano le aree di retrospiaggia di 

tutte le spiagge: Capo Boi, Campus e Campulongu, Porto Giunco, Simius e Molentis. 

Queste dune non sono in buono stato di conservazione, risentono infatti del notevole 

carico antropico. 

I depositi lagunari, sono formazioni detritiche olocenico-attuali, costituiti da sabbie in matrice 

limo organogena, che caratterizzano il fondo e le aree marginali dello Stagno di Notteri; 

mentre colluvi limo-sabbiosi e suoli salsi, olocenici, si rilevano nella palude di Simius ed alla 

foce del Riu Foxi. 

I Depositi litorali, si rilevano sia in limitati affioramenti nelle aree retrocostiere lungo le ripe sia 

lungo la linea di costa delle spiagge sabbiose; questi depositi hanno diverse età: 

- i più antichi depositi di spiaggia conservati nell'area sono rappresentati da conglomerati di 

spiaggia fossiliferi (Arca noae, Glycimeris sp., Patella ferruginea, Purpura haemastoma) di 

clima sub-tropicale, poggianti su una piattaforma di abrasione incisa sul granito fino alla 

quota di + 5m, attribuibili alla trasgressione tirreniana (-125.000 anni). Questi depositi si 

rinvengono in lembi lungo la fascia costiera all'interno di baie protette, dove sono stati


preservati dall'erosione, lungo la spiaggia di Capo Boi, anche nell'entroterra nel settore 

occidentale del rilievo di Cuccureddu, nella spiaggia del Riso, nelle insenature di Capo 

Carbonara e lungo la spiaggia di Portu su Forru; 

- i depositi di spiaggia olocenici attuali, sono costituiti da sabbie a granulometria medio-fine 

a composizione quarzoso-feldspatica; si sono depositati sul fondo delle baie principali e 

costituiscono le spiagge falcate. 

2.1.3 Caratteri tettonico-strutturali 

I principali lineamenti tettonici sono stati individuati attraverso lo studio aereofotogrammetrico 

del territorio e dal rilevamento diretto. Le direttrici tettoniche principali, NW-SE, controllano 

nel settore di Villasimius gran parte degli elementi macromorfologici: 

- lo sviluppo delle linee di cresta; 

- lo sviluppo delle valli; 

- l'andamento dei corsi d'acqua; 

- la direzione di sviluppo dei promontori di Capo Carbonara; Punta Molentis, di Torre 

Vecchia e di tutti i promontori minori; 

- l'articolazione delle insenature. 

Le direttrici tettoniche che controllano il sistema filoniano possono schematizzarsi in: 

- direttrice principale con orientamento 300°-330° NW-SE, rappresentata dal sistema 

filoniano tardo ercinico; 

- la direttrice N-S, anch'essa ercinica; 

- la direttrice secondaria 250°-270° NE-SW, caratterizzata da una trascurabile componente 

orizzontale, sono faglie di impostazione ercinica probabilmente riprese dall'orogenesi 

alpina. 

Il basamento cristallino si presenta spesso intensamente fratturato secondo le lineazioni 

tettoniche alpine, con prevalente andamento NE-SW. 

L'alto grado di fratturazione nei litotipi granitici è dovuto al sovrapporsi di lineazioni tettoniche 

con direzioni circa perpendicolari fra loro, coincidenti con le due principali direttrici tettoniche 

(NW-SE e NE-SW), secondo le quali è stata suddivisa la massa granitica. 

Il corteo filoniano riprende le medesime linee, ben evidenti nel settore sud-orientale del 

territorio comunale. L'andamento delle intrusioni filoniane condiziona l'isorientamento del 

rilievo e della linea di costa. 

II territorio è caratterizzato da linee di cresta impostate lungo i principali filoni acidi, più 

resistenti all'erosione, da ciò ne scaturisce un andamento sub-parallelo dei rilievi. 

10

11 


La linea di costa è articolata in promontori isoorientati in corrispondenza dei filoni acidi, ad 

andamento preferenziale NW-SE e subordinatamente NE-SW. 

Al ringiovanimento di linee paleozoiche ad andamento N-S sono dovute le pareti di faglia che 

limitano il profilo esterno dell'Isola di Serpentara. 

2.2 Assetto geomorfologico 

Il territorio delimitato dai confini comunali di Villasimius è caratterizzato dalla presenza di tre 

sistemi fisiografici principali (vedi Tavola 2 – Geomorfologia): 

1. il sistema costiero 

2. il sistema delle piane e delle fasce pedemontane 

3. il sistema montano interno. 

Tale individuazione appare funzionale alla evidenziazione delle forme e dei processi evolutivi 

portanti delle tre fasce di territorio in cui si concentrano le principali attività economiche del 

territorio di Villasimius: quella turistica, quella agricola e zootecnica, quella silvo-forestale. 

2.2.1 Geomorfologia del settore costiero 

L’assetto geomorfologico del territorio costiero di Villasimius appare fortemente condizionato 

dalla struttura geologica dell’area. Ad una prima analisi d’area vasta è possibile riconoscere 

due ambiti geomorfologici distinti, uno occidentale, l’altro orientale, in cui il promontorio di 

Capo Carbonara appare l’elemento fisiografico di demarcazione. 

Il settore costiero occidentale è caratterizzato dalla presenza di falcate sabbiose e baie 

disposte in direzione subparallela alle direttrici tettoniche NW-SE della regione, che si 

affacciano nel Golfo di Carbonara. Alcune di queste (Campus e Campulongu) appaiono 

fortemente condizionate nell’evoluzione morfologica e sedimentaria dagli apporti detritici del 

Rio Foxi, il più importante corso d’acqua del territorio, che drena un esteso bacino idrografico 

montano. 

Le spiagge dell’estremità occidentale del territorio comunale (Capo Boi e Porto sa Ruxi) 

mostrano, al contrario, caratteri morfologici e sedimentari strettamente connessi con i 

processi di smantellamento di antichi apparati colluviali e dunari che coronano l’immediato 

settore interno. 

Il settore orientale è caratterizzato dalla presenza sia di estese falcate sabbiose (Simius e 

Notteri) con sviluppo NNE-SSW, sia di piccole spiagge di fondo baia sviluppatesi tra i 

numerosi promontori rocciosi in corrispondenza di strutture filoniane. 

Il reticolo idrografico appare localmente profondamente modificato, come nella zona di 

Simius – Tanka, laddove lo sviluppo insediativo ha obliterato i compluvi e le linee di


drenaggio originarie. A questo si aggiunge che nella piana costiera, generalmente il brusco 

cambio di pendenza, determina una riduzione di energia delle acque di ruscellamento ed 

incanalate con fenomeni deposizionali e di ristagno idrico. 

I settori retrolitorali della gran parte dei sistemi di spiaggia ospitano sistemi dunari più o 

meno articolati ed evoluti, la gran parte dei quali risente in misura significativa delle 

alterazioni e delle interferenze operate dai diffusi insediamenti turistici e dalla disorganizzata 

frequentazione estiva. 

Le spiagge sommerse presentano generalmente una grande estensione e mostrano al loro 

interno complesse morfologie, spesso indizio della presenza di un ingente volume 

sedimentario a disposizione delle spiagge. Le sabbie, a composizione quarzoso-feldspatica, 

sono in prevalenza a granulometria da media a fine. 

Se da un lato è possibile riconoscere una spiccata continuità delle dinamiche marino litorali 

nel settore sommerso, dall’altro, il settore emerso evidenzia, per i diversi ambiti di spiaggia, 

situazioni morfologiche discontinue e variegate in senso longitudinale, con sviluppo ora di 

estesi corpi dunari, ora di zone umide o ancora di affioramenti rocciosi. Inoltre, la diffusione 

insediativa nel retrospiaggia spesso si inserisce come ulteriore elemento di discontinuità 

geomorfologica e di percezione visiva. 

Figura 4 - Il tratto di spiaggia di Serra Is Morus – Porto Giunco nel settore costiero orientale. 

Sullo sfondo il promontorio roccioso granitico di P.to Giunco 

12

I sistemi di spiaggia 

13 


L’analisi geomorfologica d’area vasta e di dettaglio ha condotto alla definizione delle Unità di 

spiaggia e delle componenti del sistema costiero emerso la cui individuazione è legata a 

considerazioni circa le dinamiche che avvengono prevalentemente in ambito continentale. 

Tale approccio appare funzionale ad una delle finalità del Piano Urbanistico che prevede la 

messa a punto di strumenti e metodi di valutazione delle interferenze tra fruizione dei litorali 

sabbiosi e sistema ambientale di riferimento. Le Unità di spiaggia fanno parte di specifiche 

Unità fisiografiche costiere: sistemi territoriali emersi e sommersi “chiusi” al cui interno si 

esplicano ed evolvono le forme ed i processi geomorfologici e sedimentari di un determinato 

settore costiero direttamente relazionati con la genesi e l’evoluzione della spiaggia. 

L’individuazione delle componenti del sistema costiero deriva dal riconoscimento all’interno 

del profilo trasversale di una spiaggia di differenti ambiti, caratterizzati ciascuno da specifiche 

dinamiche e processi evolutivi di tipo geomorfologico e vegetazionale. Nel profilo trasversale 

di una spiaggia è possibile infatti riconoscere, in misura più o meno evidente in relazione ai 

caratteri ed ai volumi sedimentari presenti all’interno dell’unità di appartenenza ed alle 

dinamiche di spiaggia, una seriazione di ambiti morfologici e sedimentari disposti all’interno 

del compendio sabbioso. 

A partire dalla linea di riva si riconoscono: la spiaggia intertidale, l’avanspiaggia, le berme 

ordinarie e di tempesta, la depressione di retrospiaggia, le dune, la depressione retrodunare. 

La spiaggia intertidale è la fascia di spiaggia emersa posta tra il livello medio dell’alta e della 

bassa marea; la battigia, che in parte corrisponde alla spiaggia intertidale, è la fascia 

soggetta ai movimenti alternati dei flussi montanti. 

L’avanspiaggia è la parte di spiaggia costituita da sedimenti incoerenti su cui il mare agisce 

in maniera diretta con il moto ondoso. Nell’avanspiaggia è possibile riconoscere le berme 

ordinarie e la berma di tempesta, cioè accumuli sabbiosi o gradini longitudinali che 

rappresentano il limite dei frangenti d’onda. La berma di tempesta, detta anche cordone di 

spiaggia, rappresenta il limite dei massimi frangenti e costituisce un accumulo sabbioso che 

segue l’intero sviluppo longitudinale della spiaggia. Esso è in gran parte alimentato dal moto 

ondoso, ma può accrescersi anche per alimentazione eolica di materiale detritico prelevato 

dal vento sulla superficie libera dell’avanspiaggia. 

Oltre il cordone di spiaggia è generalmente presente le depressione di retrospiaggia che, 

durante le mareggiate, può venire invasa dalle acque marine, determinando la nascita di 

ristagni idrici temporanei. 

Oltre il cordone di spiaggia seguono, spesso in continuità strutturale, le dune attuali e recenti, 

che rappresentano depositi sabbiosi generati dall’azione del vento e che delimitano


internamente la spiaggia stessa. Le dune possono essere mobili, cioè prive di vegetazione e 

dunque libere di muoversi e spostarsi in funzione dell’azione del vento e dei caratteri 

morfologici del retroduna, o stabilizzate, cioè più o meno ricoperte da essenze vegetali 

erbacee, arbustive ed arboree, che trattengono la sabbia e fissano la duna. 

Nella gran parte delle coste basse e sabbiose della Sardegna orientale e meridionale, oltre le 

dune si estendono ampie superfici depresse in genere occupate da acque di origine fluvio- 

marina e meteorica che danno origine a stagni e lagune salmastre. La genesi di tali forme è 

da ricercare nell’evoluzione geomorfologica della costa durante le fasi climatiche 

pleistoceniche ed oloceniche. 

I bacini umidi di retroduna appaiono componenti ambientali di fondamentale importanza per 

lo sviluppo e l’evoluzione stessa dei corpi dunari. In effetti genesi ed evoluzione delle zone 

umide e formazione ed accrescimento dei corpi dunari, appaiono processi geomorfologici tra 

loro strettamente relazionati. La genesi delle zone umide appare legata a fenomeni di 

ristagno idrico nel settore di retrospiaggia ed in quello retrodunare. Gli apporti idrici sono per 

la gran parte connessi con il deflusso idrico superficiale di piccoli corsi d’acqua a regime 

occasionale. La presenza del bacino idrico condiziona il contenuto di umidità del suolo, 

determinando un maggior sviluppo della copertura vegetale. Questo fatto, a sua volta, 

determina il progressivo accrescimento dei corpi dunari, in considerazione dell’effetto di 

ostacolo offerto dalla vegetazione nei confronti di processi di trasporto eolico sedimentario 

provenienti dalla spiaggia emersa. A questa tipologia appartiene l’ormai residuale zona 

umida presente nel settore retrodunare di Simius, che oggi appare fortemente ridotta in 

termini di superficie occupata e alterata nelle sue componenti ecologiche. La genesi dello 

stagno di Notteri è invece da relazionare con l’emersione del cordone sabbioso di P.to 

Giunco che ha determinato la nascita di uno stagno di retrospiaggia. 

L’alterazione del regime idrologico dei bacini idrici può avere delle ripercussioni sulle 

condizione di umidità dei suoli e conseguentemente sullo sviluppo della vegetazione 

arbustiva ed arborea che colonizza le dune. La scomparsa delle zone umide per cause 

naturali o attraverso bonifiche o interventi di regimazione idraulica, può avere come 

conseguenza il degrado quali-quantitativo della copertura vegetale, a partire dal settore di 

retroduna, ed un incremento delle dinamiche eoliche con conseguente attivazione di 

fenomeni erosivi che possono condurre allo smantellamento delle formazioni dunari. Questo 

fenomeno di erosione dei corpi dunari come conseguenza della scomparsa delle zone umide 

retrodunari è un processo che storicamente è avvenuto, ed è tutt’oggi in atto, in diversi 

sistemi costieri della Sardegna. 

Così come si riconoscono importanti relazioni morfodinamiche tra zona umida e corpi dunari, 

altrettanto significative appaiono le relazioni tra le formazioni dunari e la spiaggia emersa. 

14

15 


In termini generali la duna rappresenta il settore di accumulo di materiale detritico 

proveniente dalla spiaggia emersa, più in particolare dai settori di avanspiaggia e 

retrospiaggia. Il materiale detritico prelevato dal vento e sospinto verso l’interno, può trovare 

lungo il suo percorso degli ostacoli fisici, versanti e scarpate, o biologici, vegetazione 

erbacea, arbustiva ed arborea, e depositarsi. Ha inizio così la formazione di corpi 

sedimentari di origine eolica che, se il processo di trasporto sedimentario si presenta 

continuo e cospicuo ed i parametri meteo-climatici lo consentono, può innescare un 

progressivo processo di accrescimento della duna con sviluppo di più o meno estesi corpi 

dunari, fino alla formazione di veri e propri campi di dune. In sintesi, le dune rappresentano 

accumuli di materiale detritico intrappolato all’interno del sistema di spiaggia che, altrimenti, 

verrebbe disperso verso il settore continentale, uscendo definitivamente dal circuito 

sedimentario del sistema di spiaggia di appartenenza. 

In altre parole le dune individuano un serbatoio detritico, un surplus sedimentario a 

disposizione della spiaggia, la cui estensione, articolazione e seriazione di ambiti 

geomorfologici e vegetazionali rappresenta un significativo indizio di equilibrio sedimentario 

del sistema di spiaggia in generale. 

In particolari condizioni morfoclimatiche come quelle attualmente riconoscibili, riconducibili 

ad un regime trasgressivo, ed una generale riduzione degli apporti detritici dal settore 

continentale ad opera dei corsi d’acqua, il sollevamento del livello medio del mare implicano 

un arretramento delle linea di riva e quindi una migrazione verso l’interno delle componenti 

costitutive la spiaggia. Ne consegue che i corpi dunari, attualmente nella gran parte dei casi, 

appaiono in disequilibrio rispetto alle nuove condizioni di livello di base e si assiste ad un 

generale processo di rimobilitazione sedimentaria, specie degli ambiti di avanduna, che 

dovrebbero, invece, contribuire al naturale ripascimento della spiaggia ostacolando il 

progressivo assottigliamento della spiaggia emersa. L’assenza di formazioni dunari nel 

retrospiaggia da cui poter attingere materiale detritico, implicherebbe l’erosione e 

l’assottigliamento dell’avanspiaggia, in virtù del fatto che gli apporti non compensano le 

perdite sedimentarie conseguenti il nuovo assetto morfologico. In sintesi le dune manifestano 

la loro importanza negli equilibri sedimentari della spiaggia proprio quando c’è maggior 

bisogno di materiale sedimentario, cioè nel momento in cui, in relazione ad un forte 

disequilibrio sedimentario nel sistema di spiaggia, anche legato a cause naturali, la spiaggia 

può autosostenersi attingendo dal suo naturale serbatoio di materiale sedimentario. 

In considerazione degli importanti processi di relazione che intercorrono tra le diverse 

componenti costitutive un determinato sistema di spiaggia, le modificazioni naturali o indotte 

dalle azioni dell’uomo sui parametri fisici e/o biologici all’interno di una determinata 

componente, possono avere ripercussioni più o meno marcate e significative, anche sulle


altre componenti ad essa relazionate, in osservanza del principio di equilibrio dinamico 

riconoscibile all’interno del sistema di spiaggia e dell’unità fisiografica costiera di 

appartenenza. 

I settori costieri rocciosi 

La gran parte dello sviluppo costiero del territorio comunale è roccioso; infatti su un totale di 

circa 31 km di costa, senza considerare le isole, 30 km sono caratterizzati da affioramenti 

rocciosi. 

Si tratta prevalentemente di coste alte a falesia, che dominano il promontorio di Capo 

Carbonara e tutto il settore costiero che si sviluppa a nord di Punta Molentis. Altri tratti di 

costa rocciosa a falesia sono rintracciabili anche nel settore occidentale del territorio costiero 

di Villasimius, anche se qui presentano una minore continuità. 

In termini generale i tratti di costa alta rocciosa, sono dominati da intense dinamiche 

evolutive prevalentemente connesse con l’effetto erosivo determinato al piede del versante 

dall’azione del moto ondoso e delle correnti litoranee e da significativi processi morfogenetici 

controllati dall’azione diretta ed indiretta degli agenti meteomarini. Questi processi evolutivi 

determinano fenomeni di arretramento del fronte della falesia con conseguenti fenomeni di 

crollo di materiale roccioso anche di rilevanti dimensioni. 

Il tratto costiero orientale compreso dalla spiaggia di Is Traias fino a Punta Proceddus è 

caratterizzato da una stretta alternanza di promontori rocciosi, fortemente esposti all’azione 

del moto ondoso e degli agenti meteo-marini, e di settori costieri protetti rispetto agli impulsi 

energetici marini, a costituire baie ed insenature, al cui interno, sono presenti piccole spiagge 

di fondo baia e cale sabbiose. In termini tipologici e genetici i caratteri di questa categoria 

risultano in generale riconducibili a quelli riferiti in letteratura scientifica alle coste di 

sommersione e più specificatamente alle “coste a rias”, quindi attribuibili alla categoria di 

Bene Paesaggistico denominata “Sistemi a baie e promontori”. 

2.2.2 Geomorfologia delle piane alluvioni e delle fasce pedemontane 

Un elemento fisiografico particolarmente diffuso all’interno del territorio comunale è 

rappresentato dalle fasce pedemontane che raccordano il sistema dei rilievi con le piane 

alluvionali. In particolare queste costituiscono la dominante morfologica dei bordi della piana 

alluvionale del Rio Foxi, dove occupano estese porzioni di territorio definendo un paesaggio 

collinare collocabile intorno ai 100 metri di quota s.l.m.. In termini litologici le fasce 

pedemontane sono costituite da depositi di glacis di età wurmiana, derivanti dallo 

smantellamento del sistema dei versanti a cui si raccordano. Attualmente rappresentano 

16

17 


delle fasce marginali di transizione tra il sistema agricolo delle piane e il sistema forestale dei 

rilievi, spesso interessate da attività agricole estensive, altre volte ricoperte da vegetazione 

spontanea più o meno degradata. 

Le fasce pedemontane rappresentano dei territori marginali in cui è possibile riconoscere 

processi di erosione e degrado della coltre pedologica e della copertura forestale. L’utilizzo 

agricolo estensivo di superfici con pendenze medio-basse ed il forte carico pascolativo 

favoriscono l’insorgere dei fenomeni erosivi. Inoltre le pratiche agricole spesso determinano 

l’obliterazione del reticolo idrografico minore e questo può causare l’insorgere di fenomeni di 

ristagno idrico e di allagamento di superfici più o meno estese e comunque alterazioni al 

naturale deflusso idrico superficiale. 

Figura 5 - Veduta panoramica della piana alluvionale del Rio Foxi 

La piana alluvionale del Rio Foxi occupa una vasta porzione centrale del territorio comunale. 

Compresa tra i 5 e 30 metri s.l.m., la piana del Rio Foxi si estende per circa 4 km 2 e deve la 

sua genesi ai processi deposizionali del più importante corso d’acqua del territorio comunale 

ed alla coalescenza di diverse conoidi di deiezione riferibili agli eventi deposizionali olocenici 

degli affluenti in destra e sinistra idrografica del Rio Foxi. 

Sull’attuale dinamica evolutiva del Rio Foxi e del suo sistema di drenaggio hanno tutt’oggi 

influenza gli eventi morfoclimatici tardo-pleistocenici ed in particolare la fase trasgressiva


post-wurmiana e versiliana. Il tratto alluvionale prossimo alla costa è infatti riferibile 

geneticamente alla trasgressione versiliana, quando il livello del mare era più alto rispetto 

all’attuale di circa 1 metro. Tale condizione ha determinato un rapido processo di 

alluvionamento delle aree prossime al livello di base. Attualmente tali depositi appaiono 

terrazzati in seguito all’incisione operata dal corso d’acqua per raggiungere il nuovo equilibrio 

con l’attuale livello di base. La forma estremamente recente della piana terminale del Rio 

Foxi rende tale porzione di territorio potenzialmente soggetta a fenomeni di esondazione del 

corso d’acqua e di allagamento delle superfici in concomitanza con eventi meteorici 

particolarmente significativi. 

La Piana ha rappresentato in passato, ed in parte ancora, un’area di grande rilevanza 

agricola sia da un punto di vista economico che socioculturale. 

2.2.3 Geomorfologia del sistema montano interno 

Il territorio montano interno ricadente entro i limiti comunali può essere distinto in due settori 

principali, uno corrispondente all’ampia fascia montana nord-occidentale, l’altro alla porzione 

orientale. Il territorio montano ricade per la gran parte all’interno del bacino idrografico del 

Rio Foxi; solo l’estrema porzione orientale è drenata da corsi d’acqua minori, di cui il Riu 

Trottu risulta il più importante, che sfociano nel settore costiero orientale del territorio 

comunale. 

Nonostante la relativa bassa quota dei rilievi (quota massima raggiunta: 724 m s.l.m. presso 

P.ta Minniminni), questi territori presentano un assetto morfologico, in termini di acclività, 

caratteri idrografici e processi evolutivi dei versanti, di ambiente tipicamente montano. 

Dominano infatti le profonde incisioni fluviali, nelle quali sono intensi i fenomeni erosivi in 

alveo, i versanti acclivi, le linee di cresta sviluppatesi in corrispondenza delle numerose 

intrusioni filoniane acide, le pietraie e le lingue detritiche, le forme di erosione residuale sui 

graniti (tor e inselberg) ed i processi di alterazione della roccia (tafoni). 

La diffusione delle rocce tafonate e delle forme di erosione residuale sui graniti è 

particolarmente diffusa nella porzione occidentale, mentre in quella orientale predominano le 

forme seghettate e le linee rocciose di cresta. La ragione di tale differente distribuzione di tali 

morfologie è prevalentemente connessa con il forte controllo strutturale del settore orientale, 

riferibile ad una più intensa fatturazione ed ad una maggiore densità di differenziati filoniani. 

L’elevata acclività media dei versanti, unitamente al forte stato di alterazione della roccia, alla 

spinta arenizzazione ed alla diffusa rocciosità affiorante, determinano una spiccata 

predisposizione geomorfologica del territorio all’attivazione di processi evolutivi connessi con 

lo scorrimento superficiale delle acque meteoriche e di movimenti gravitativi di ammassi 

18

19 


litoidi. Mentre la formazione delle pietraie ed i movimenti franosi possono essere considerati 

processi azonali per la gran parte correlati con le caratteristiche geomeccaniche della roccia, 

i fenomeni di erosione superficiale dei suoli e delle coltri detritiche appaiono connessi 

prevalentemente all’alterazione quali-quantitativa della copertura vegetale ed alla 

conseguente riduzione della capacità di regimazione dei processi di ruscellamento 

superficiale. 

Figura 6 - Esempio di morfologie di erosione residuale sui graniti 

Nella carta geomorfologica è stato dato particolare rilievo alla presenza di tali processi 

evolutivi, anche in considerazione del fatto che il PAI identifica all’interno del territorio 

comunale numerose aree ad elevata pericolosità di frana. In tal senso nelle forme ed i 

processi di versante sono stati distinti le superfici di relativa stabilità geomorfologica dalle 

superfici instabili. Nelle prime rientrano le superfici sub pianeggianti ubicate sia in posizione 

sommitale, riferibili a paleosuperfici di erosione, sia lungo versanti, che rilevano una 

impostazione strutturale. Nelle aree instabili sono state riconosciute le superfici di versante 

ad elevata energia del rilievo, generalmente con acclività maggiori del 40%, ed all’interno di 

queste si sono distinte quelle che, allo stato attuale, manifestano processi di erosione delle 

coltri detritiche e dei suoli e fenomeni franosi, da quelle che potenzialmente, in relazione ad


una riduzione della copertura vegetale o ad eventi meteorici particolarmente significativi in 

termini di durata ed intensità, possono manifestare tali fenomeni. 

20

2.3 Assetto fisico-ambientale del bacino idrografico 

21 


Il territorio oggetto di studio comprende i principali bacini imbriferi ricadenti all’interno del 

Comune di Villasimius, drenanti sul centro abitato e su alcune delle principali lottizzazioni 

costiere. Il naturale reticolo idrografico è stato modificato a seguito degli interventi di 

urbanizzazione realizzati prevalentemente dagli anni 70. 

2.3.1 Il bacino idrografico 

I bacini idrografici individuati sono riportati in Figura 7 con i rispettivi codici indicativi. Quelli 

analizzati in questo studio sono il bacino del Riu Coro 'e Pruna e Riu Foxi, con tutti i suoi 

principali sottobacini, i principali bacini costieri e i sottobacini appartenenti all'area Su 

Stangioni e Tanka. 

L'identificazione dello spartiacque nella parte valliva dei sottobacini ricadenti in prossimità del 

centro urbano si è presentata problematica poiché l'antropizzazione e l'urbanizzazione 

hanno modificato l'assetto morfologico originario, cancellando in parte lo spartiacque 

naturale, modificandolo attraverso lo sviluppo viario della rete urbana.


Figura 7 - Inquadramento dell’area oggetto di studio con i relativi bacini idrografici (in rosso) 

22

2.3.2 Caratteri morfometrici 

23 


È disponibile la CTR in scala 1:10.000 e la cartografia comunale in scala 1:2.000. È inoltre 

disponibile il DEM (Digital Elevation Model), Modello Digitale del Terreno con risoluzione 

planimetrica di 1m, rilevato attraverso laser scanning Lidar dalla RAS nel 2008 (Sistema di 

coordinate WGS84 – UTM32 N; catalogo dati della Regione Sardegna – SSITR.). Dal DEM è 

stato estratto il reticolo idrografico naturale e sono stati definiti i bacini idrografici naturali 

utilizzando il metodo D8 (Montgomery e Foufoula-Georgiou, 1993; Tarboton, 1997; Montaldo 

et al., 2004). 

Figura 8 - Il modello digitale delle quote (DEM) dell’area in studio


2.3.3 Uso del suolo 

Per l’analisi dell'uso del suolo nell'area interessata dall'intervento è stata utilizzata la Carta 

dell'Uso del Suolo in scala 1:25.000 della Regione Sardegna (Figura 9). Nella Tabella 1 sono 

elencati i codici utilizzati nella carta dell’uso del suolo presenti nella Figura 9. 

Figura 9 – Uso del suolo dell’area in studio e relativi codici della Corine Land Cover 

24

Tabella 1 - Codici utilizzati nella Carta dell’uso del suolo di Figura 9 

1.1.1.2 Tessuto residenziale rado 

1.1.2.1 Tessuto discontinuo (extraurbano) 

25 


1.1.2.1.Tessuto residenziale rado e nucleiforme a carattere residenziale e suburbano 

1.1.2.2 Tessuto agro-residenziale sparso e fabbricati rurali a carattere tipicamente agricolo o rurale 

1.2.1.1. Insediamenti industriali/artigianali e commerciali, con spazi annessi 

1.3.1 Aree estrattive 

1.3.3 Cantieri 

1.4.2.1 Campeggi, aree sportive e parchi di divertimento 

2.1.1.1. Seminativi in aree non irrigue. Sono da considerare perimetri non irrigui quelli dove non 

siano individuabili per fotointerpretazione canali o strutture di pompaggio. Vi sono inclusi i seminativi 

semplici, compresi gli impianti per la produzione di piante medicinali, aromatiche e culinarie. 

2.1.1.2. Prati artificiali. Colture foraggere ove si può riconoscere una sorta di avvicendamento con i 

seminativi e una certa produttività, sono sempre potenzialmente riconvertiti a seminativo, possono 

essere riconoscibili muretti o manufatti. 

2.1.2.1. Seminativi semplici e colture orticole a pieno campo 

2.1.2.4. Colture in serra 

2.2.1 Vigneti 

2.2.2 Frutteti e frutti minori 

2.2.3 Oliveti 

2.4.2. Sistemi colturali e particellari complessi 

2.4.3. Aree prevalentemente occupate da coltura agrarie con presenza di spazi naturali importanti 

2.4.4.Aree agroforestali 

3.1.1.1. Boschi di latifoglie 

3.1.1.2.1. Pioppeti, saliceti, eucalipteti ecc. anche in formazioni miste 

3.2.1. Aree a pascolo naturale 

3.2.2.2. Formazioni di ripa non arboree 

3.2.3.1 Macchia mediterranea 

3.2.3.2 Gariga 

3.2.4.2. Aree a ricolonizzazione artificiale 

3.3.3. Aree con vegetazione rada 

3.3.1.1 Spiagge di ampiezza superiore a 25 m 

3.3.3. Aree con vegetazione rada


2.3.4 Caratteri geopedologici 

La Carta dei Suoli della Sardegna in scala 1:250.000 è realizzata sulla base di grandi Unità 

di Paesaggio in relazione alla litologia e le relative forme. Ciascuna unità è suddivisa in 

sottounità (unità cartografiche) comprendenti associazioni di suoli in funzione del grado di 

evoluzione o di degradazione, dell’uso attuale e futuro e della necessità di interventi specifici. 

In Figura 10 è riportata la carta dei suoli mentre nella Tabella 2 vengono descritti i diversi 

paesaggi presenti nella Carta dei suoli dell’area in studio. 

Figura 10 - Carta dei suoli dell’area in studio. I codici della legenda sono definiti in Tabella 2 

26

Tabella 2 - Paesaggi presenti nell’area in studio 

C1 Aree con forme aspre e pendenze elevate. 

C2 

27 


Aree con forme da aspre a subpianeggianti al di sotto degli 800-1000 m con scarsa 

copertura arbustiva ed arborea. 

C3 Aree con forme da aspre a subpianeggianti al di sotto degli 800-1000 m. 

I1 Aree da subpianeggianti a pianeggianti con prevalente utilizzazione agricola. 

2.3.5 Mappa del Curve Number (CN) 

La mappa del CN è stata determinata dall’intersezione della mappa di uso del suolo (Figura 

9) e di quella della pedologia (Figura 10), ed è riportata in Figura 11. 

Nella Tabelle 3a (bacini C, B, A) e 3b (sottobacini 1-17) sono riportate le principali 

caratteristiche morfologiche ed i rispettivi valori medi del CN. Nella Tabella 3b l'analisi 

relativa ai sottobacini 1-17 è stata tratta dallo “Studio per la protezione dal rischio idraulico ed 

ambientale del Tanka Village e Golf Club”.


Figura 11 - Mappa del CN per l’area in studio 

Tabella 3a - Caratteristiche dei bacini principali. 

Bacino 

Superficie Lung. asta princ. Pendenza Cn_medio 

[kmq] [km] [-] [-] 

C 35.91 11.12 0.016 88 

B 26.07 9.26 0.026 88 

A 8.62 6.33 0.038 88 

A1 2.01 3.17 0.070 91 

A2 1.25 2.25 0.098 96 

A3 5.25 5.83 0.053 90 

B1 3.08 5.20 0.048 88 

28

Bacino 

29 


Superficie Lung. asta princ. Pendenza Cn_medio 

[kmq] [km] [-] [-] 

B2 17.02 7.82 0.033 88 

B3 3.56 4.27 0.029 90 

B4 0.25 1.25 0.060 97 

B5 0.17 0.60 0.063 97 

B6 0.32 1.44 0.064 97 

B7 0.13 0.73 0.056 97 

B8 0.25 1.14 0.043 97 

B9 0.17 0.66 0.091 97 

B10 0.57 1.32 0.045 95 

G 0,45 1,37 0,049 94 

H 0,42 0,93 0,076 94 

I 0,49 1,28 0,050 94 

Q 0,16 0,98 0,058 94 

Tabella 3b - Caratteristiche dei bacini principali. 

Bacino nome Superficie 

[kmq] 

Lung. asta princ. 

[km] 

Pendenza CN 

Q 1 0,15 13,9 0,87 74 

D 2 0,9 4,2 1,57 74 

D1 

E 

- 

3 

0.16 

0,28 

0.76 

10,0 

0.084 

1,13 

4 0,02 18,6 0,27 67 

5 0,3 9,5 0,59 87 

6 0,08 20,9 0,21 64 

7 0,02 32,0 0,12 61 

8 0,04 23,7 0,15 60 

9 0,18 8,4 0,69 60 

10 0,02 5,4 0,26 61 

11 0,06 6,8 0,61 56 

74 

75


Bacino nome Superficie 

[kmq] 

30 

Lung. asta princ. 

[km] 

Pendenza CN 

12 0,04 6,5 0,43 56 

13 0,01 8,2 0,15 54 

14 0,04 40,0 0,09 61 

15 0,02 6,3 0,56 56 

16 0,06 7,7 0,57 52 

17 0,06 31,1 330,90 60

31 


3 Valutazione quantitativa del materiale superficiale 

asportato dai versanti per effetto dell’erosione idrica 

L’asportazione del materiale superficiale dai versanti per effetto dell’erosione idrica è causato 

sia dall’azione delle acque meteoriche, sia dal fenomeno di ruscellamento superficiale. La 

valutazione quantitativa del materiale superficiale asportato dai versanti per effetto 

dell’erosione idrica per l’area di interesse è stata realizzata utilizzando tre metodologie, il 

modello di Gavrilovic, l’equazione USLE e l’equazione USLE modificata (RUSLE: revised 

USLE) adattate alla situazione in esame con un approccio di tipo concentrato e distribuito. I 

modelli sono stati applicati a ciascuno dei sottobacini facenti parte l’area oggetto di studio e 

descritti nelle Tabelle 3a e 3b. 

3.1 Il modello di Gavrilovic (1959) 

Si tratta di un metodo empirico per la stima del volume di sedimenti prodotto dall’erosione 

idrica in un bacino, e trasportato alla sezione di chiusura, proposto dall’autore nel 1959 per i 

bacini del sud-est della ex Jugoslavia. 

La relazione proposta da Gavrilovic per il calcolo del volume medio annuo di materiale eroso 

che si raccoglie alla sezione di chiusura, è la seguente 

G = W B (m 3 /anno) (1) 

in cui W è la quantità media di sedimenti distaccatasi e B è il coefficiente di ritenzione, che 

tiene conto del processo di risedimentazione del materiale eroso all'interno del bacino. 

W è calcolato come: 

dove 

W = T h p Z 3/2 F (m 3 /anno) (2) 

? T è un coefficiente di temperatura, calcolato in base alla relazione: 

T = [(t / 10) + 0,1] 1/2 (3) 

nella quale t è la temperatura media annua del bacino che in questo caso è pari a 17.5 °C, 

valore ricavato dal Nuovo SISS per la stazione termometrica di Capo Carbonara. Pertanto il 

valore di T sarà di 1.356;


? h è l'altezza media di precipitazione annuale nel bacino, che per l’area di interesse è 

stimata in 567.2 mm/anno, dato ricavato dal Nuovo SISS per la stazione 

pluviometrica di Villasimius; 

? F è l'area del bacino; 

? Z è un coefficiente di erosione calcolato come: 

Z = X Y (f + I 1/2 ) (4) 

in cui X è il coefficiente che esprime l’azione protettrice della copertura vegetale e 

dell'intervento antropico (=0.6), Y è il coefficiente dell'erodibilità del suolo (=1), f esprime il 

tipo e il grado del processo di erosione (=0.3 che tiene conto dell’erosione in coltri detritiche 

sul 20-50% del bacino) ed infine I è la pendenza media dei sottobacini. 

Il fattore B è espresso come: 

in cui: 

? O = perimetro dei sottobacini; 

? D = dislivello 

? L = lunghezza dell'asta principale. 

B = (O D) 1/2 / 0,25 (L + 10) (5) 

Di seguito sono riportati per i bacini C, B, A (Tabella 4a) e per i sottobacini 1-17 (Tabella 4b) i 

parametri ed i risultati della stima del materiale eroso col metodo di Gavrilovic. Nella Tabella 

4b l'analisi è stata tratta dallo “Studio per la protezione dal rischio idraulico ed ambientale del 

Tanka Village e Golf Club”. 

32

33 


Tabella 4a - Calcolo del materiale eroso valutato col metodo di Gavrilovic per i bacini C, B, A 

Tabella 4b - Calcolo del materiale eroso valutato col metodo di Gavrilovic per i sottobacini 1-17. 

3.2 La previsione dell'erosione mediante l’equazione USLE 

L’equazione USLE (acronimo per Universal Soil Loss Equation) è stata sviluppata dal 

Dipartimento dell'Agricoltura degli Stati Uniti 1 intorno alla metà degli anni ‘50, a seguito di 

ricerche cominciate fin dagli anni '40, con l'obiettivo di determinare la quantità media annua 

di perdita di suolo a scala di bacino, in funzione delle caratteristiche del regime 

1 cfr. Wischmeier, W.H. e D.D. Smith, (1978) Predicting rainfall erosion losses, U.S. Dept. of Agriculture, Agr. 

Handbook n°537


pluviometrico, dei suoli, della geometria dei pendii, della copertura vegetale e delle pratiche 

di coltivazione. L’equazione ha forma: 

dove: 

A = R·K·L·S·C·P (ton/ha anno) (6) 

• A è la media nello spazio e nel tempo della quantità di suolo eroso per unità di 

superficie; 

• R è il fattore di erosività di pioggia e deflusso che tiene conto dell'aggressività degli 

eventi meteorici; 

• K esprime l'erodibilità del suolo dovuta alle proprietà fisico-chimiche dello stesso; 

• L è il fattore di lunghezza del pendio ed esprime l'effetto della lunghezza di questo 

sulla quantità di materiale eroso; 

• S è il fattore di pendenza ed esprime l'effetto della pendenza del versante sulla 

quantità di materiale eroso; 

• C è il fattore di copertura vegetale e di uso del suolo che tiene conto del tipo di 

vegetazione (o coltura) esistente e del tipo di interventi eseguiti su di essa; 

• P è il fattore di conservazione del suolo in funzione delle diverse tecniche di 

lavorazione agricola sull'asportazione di terreno. 

La taratura dei sei coefficienti della (6) può essere condotta sulla base dei dati climatici e 

delle caratteristiche dei versanti, disponibili per il bacino in esame. 

In particolare, il fattore di erosività, R, può essere stimato, in assenza di osservazioni 

storiche a risoluzione temporale adeguata, tramite la formula di Wischmeier e Smith (1978) 

ricavata sulla base di 22 anni di registrazioni provenienti da una serie di stazioni di misura 

ubicate in varie località degli USA. Il risultato è una relazione empirica che lega l’indice R alla 

precipitazione, P2-6 (pollici), di durata 6 ore e caratterizzata da una tempo di ritorno di 2 anni: 

R = 27.38 P2-6 2.17 /17.02 (7) 

In questo caso P=32.24 mm da cui si deriva un valore di R=2.72. 

Il fattore di erodibilità del suolo, K, descrive la percentuale di suolo eroso da una pioggia con 

indice di erosività R unitario misurata su una parcella standard, per la quale i fattori L, S, C e 

P assumono valore unitario, risultando così 

K = A / R = A. (8) 

Nella pratica la stima di K può essere anche condotta risolvendo l’espressione 

in cui K è misurato in [t·ha -1 ·MJ -1 ·mm -1 ·ha·h] e 

34 

(9)

35 


• M è un parametro che tiene conto della dimensione delle particelle di terreno, 

calcolato come M = a (100 – ?), con a pari alla percentuale di materiale limoso 

(caratterizzato cioè da diametri compresi tra 0.1 e 0.002 mm) e ? pari alla percentuale 

di argilla; 

? a è la percentuale di materia organica presente nel terreno; 

? b è il valore numerico corrispondente alla classe di tessitura del suolo 

? c è il valore numerico indicativo della classe di permeabilità del suolo. 

Ai suoli sono stati attribuiti i valori suggeriti dalla metodologia in funzione della tessitura e del 

tipo di permeabilità indicate nella Carta dei Suoli della Sardegna in scala 1:250.000: 

Tabella 5 - Parametri dei suoli presenti nel bacino. 

I fattori di lunghezza e pendenza del versante, L ed S, descrivono l'effetto della topografia 

sull'erosione. La valutazione di L è funzione del rapporto tra la lunghezza del pendio e la 

lunghezza del pendio della parcella standard tramite la relazione 

( . ) 

L = λ 22 13 

dove ? ?è la lunghezza del pendio (espressa in metri), 22.13 rappresenta la lunghezza della 

parcella standard ed m è un esponente che assume valori compresi tra 0.2 e 0.5, crescenti 

al crescere della pendenza del versante. 

In modo analogo la valutazione del coefficiente adimensionale S, rappresentativo dell’effetto 

medio della pendenza del versante, è condotta in funzione dell’angolo formato dal versante 

con l’orizzontale, θ , tramite la relazione 

m 

(10)


2 

S = 65. 41sin θ + 4. 56sin θ + 0. 065 

Il fattore di copertura vegetale e di uso del suolo, C, va determinato, nel caso di versanti 

sottoposti ad uso agricolo, in funzione dei periodi di crescita della vegetazione (colture). Nel 

caso di versanti non utilizzati a scopi agricoli, quali quelli del bacino in esame, la valutazione 

quantitativa, essenzialmente funzione del tipo di copertura vegetale e della sua estensione, è 

stata effettuata prendendo in considerazione le classi di uso del suolo presenti a cui sono 

stati attribuiti i punteggi suggeriti dalla metodologia e successivamente mediati nei 

sottobacini. 

Il fattore di conservazione, P, va calcolato in relazione alle pratiche di coltivazione e 

lavorazione del pendio. In particolare P può essere espresso in funzione di tre diversi tipi di 

lavorazione delle pratiche colturali. 

Moltiplicando il valore di A così dedotto per l’estensione del bacino si ottiene la stima del 

materiale eroso mediamente nell’anno. 


parametri ed i risultati della stima del materiale eroso col metodo USLE. Nella Tabella 6b 

l'analisi relativa ai sottobacini 1-17 è stata tratta dallo Studio per la protezione dal rischio 

idraulico ed ambientale del Tanka Village e Golf Club”. 

Tabella 6a - Calcolo del materiale eroso stimato mediante la procedura USLE per i bacini C,B,A. 

36 

(11)

37 


Tabella 6b - Calcolo del materiale eroso valutato col metodo di USLE per i bacini i sottobacini 

1-17.


3.3 La previsione dell'erosione mediante l’equazione RUSLE 

Le numerose applicazioni della USLE e l’acquisizione di dati provenienti da nuove 

sperimentazioni hanno condotto alla formulazione di una versione aggiornata della stessa 

equazione, nota sotto l’acronimo di RUSLE (Revised USLE). Pur rimanendo la struttura della 

RUSLE inalterata nella forma espressa dalla (6), la stima di alcuni dei sei coefficienti è 

condotta secondo procedure modificate. In particolare il fattore di lunghezza del versante, L, 

è calcolato, nella RUSLE, mediante la (10) in cui l’esponente m è calcolato come 

m = 

1 

( − ) 

con ß espresso in funzione dell’angolo che il versante forma con l’orizzontale, ?, secondo la 

β = 

3 

38 

β 

β 

senθ 

0. 

0896 

0 . 8 ( senθ 

) + 0. 

56 

Il fattore di pendenza del versante, S, è calcolato, nella RUSLE, in base alla 

S = 16. 8senθ 

− 0. 

50 ,per S = 9% 

ove S è la pendenza del versante in percentuale. 


parametri ed i risultati della stima del materiale eroso col metodo RUSLE. Nella Tabella 7b 

l'analisi relativa ai sottobacini 1-17 è stata tratta dallo “Studio per la protezione dal rischio 

idraulico ed ambientale del Tanka Village e Golf Club”.

39 


Tabella 7 - Calcolo del materiale eroso stimato mediante la procedura RUSLE per i bacini 

C,B,A. 

Tabella 7b - Calcolo del materiale eroso stimato mediante la procedura RUSLE per i sottobacini 

1-17.


3.4 Confronto dei risultati 

La stima del materiale eroso effettuata con i tre metodi descritti in precedenza fornisce valori 

congruenti. Come ulteriore verifica si è anche eseguita la stima del materiale eroso tramite 

approccio spazialmente distribuito sia utilizzando il metodo USLE che RUSLE. L'approccio 

distribuito consente di tener conto della variabilità spaziale delle proprietà fisiografiche del 

bacino idrografico. La Tabella 8 riassume tutti i risultati ottenuti con i vari metodi: i valori 

riportati si riferiscono ai valori aggregati per ciascun bacino relativi alla produzione di 

sedimento alla sezione di chiusura del bacino per effetto dell’erosione sui versanti. Le Figure 

12 - 33 riportano la stima dell'erosione nel bacino con i due metodi relativi all'approccio 

spazialmente distribuito. 

Tabella 8a - Confronto tra le stime del materiale eroso ricavate con i diversi metodi per i bacini 

C,B,A. 

Tabella 8b - Confronto tra le stime del materiale eroso ricavate con i diversi metodi per i 

sottobacini 1-17 

Metodo modello 

concentrato 

Gavrilovic mc/anno 

ton/anno 

Usle 

Rusle 

mc/anno 


mc/anno 


Metodo modello 

Q D E G H I 

1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 12 13 14 15 16 17 

22,35 151,25 21,74 0,49 24,24 6,47 0,55 2,74 24,31 1,09 9,15 5,46 0,14 4,94 2,19 12,29 11,24 165,75 97,23 172,73 

11,18 75,63 10,87 0,25 12,12 3,24 0,28 1,37 12,16 0,55 4,58 2,73 0,07 2,47 1,1 6,15 5,62 82,87 48,61 86,37 

121,07 170,95 29,45 0,87 3,44 5,57 0,65 7,99 48 3,21 17,88 23,93 0,33 5,33 11,33 9,55 16,83 1,11 1,25 1,23 

60,54 85,48 14,73 0,44 1,72 2,79 0,33 4 24 1,61 8,94 11,97 1,33 2,67 5,67 4,78 8,42 50,02 52,56 60,39 

137,87 222,42 31,83 0,97 5,2 5,57 0,66 6,71 54,04 2,64 12,6 18,2 2,33 3,81 8,66 7,37 14,84 1,08 1,24 1,18 

68,94 111,21 15,92 0,49 2,6 2,79 0,33 3,36 27,02 1,32 6,3 9,1 3,33 1,91 4,33 3,69 7,42 48,67 51,99 57,71 

distribuito Totale (1-17) 

Usle ton/anno 

Rusle ton/anno 

G H I 

320,69 114,3 106,48 116,07 

250,61 77,99 69,63 79,69 

40

Figura 12 - Stima dell'erosione per il bacino B (USLE distribuito). 

Figura 13 - Stima dell'erosione per il bacino B (RUSLE distribuito). 

41 

PUC – Studio di Compatibilità Idraulica


Figura 14 - Stima dell'erosione per il bacino A1 (USLE distribuito). 

Figura 15 - Stima dell'erosione per il bacino A1 (RUSLE distribuito). 

42

Figura 16 – Stima dell'erosione per il bacino A2 (USLE distribuito). 

Figura 17 - Stima dell'erosione per il bacino A2 (RUSLE distribuito). 

43 



Figura 18 – Stima dell'erosione per il bacino A3 (USLE distribuito). 

Figura 19 – Stima dell'erosione per il bacino A3 (RUSLE distribuito). 

44

Figura 20 – Stima dell'erosione per il bacino B1 (USLE distribuito). 

Figura 21 – Stima dell'erosione per il bacino B1 (RUSLE distribuito). 

45 



Figura 22 – Stima dell'erosione per il bacino B3 (USLE distribuito). 

Figura 23 - Stima dell'erosione per il bacino B3 (RUSLE distribuito). 

46

Figura 24 - Stima dell'erosione per il bacino B4 (USLE distribuito). 

Figura 25 - Stima dell'erosione per il bacino B4 (RUSLE distribuito). 

47 



Figura 26 Stima dell'erosione per il bacino B5 (USLE distribuito). 

Figura 27 Stima dell'erosione per il bacino B5 (RUSLE distribuito). 

48

Figura 28 - Stima dell'erosione per il bacino B6 (USLE distribuito). 


49 





50



51 



Figura 34 Stima dell'erosione per il bacino G (USLE distribuito). 

Figura 35 Stima dell'erosione per il bacino G (RUSLE distribuito). 

52

53 


Figura 36 Stima dell'erosione per il bacino H (USLE distribuito). 

Figura 37 Stima dell'erosione per il bacino H (RUSLE distribuito).


Figura 38 Stima dell'erosione per il bacino I (USLE distribuito). 

Figura 39 Stima dell'erosione per il bacino I (RUSLE distribuito). 

54

55 


Figura 40 Stima dell'erosione per il bacino Totale (1-17) (USLE distribuito). 

Figura 41 Stima dell'erosione per il bacino Totale (1-17) (RUSLE distribuito).


Figura 42 Stima dell'erosione per il bacino B9-B10 (USLE distribuito). 

Figura 43 Stima dell'erosione per il bacino B9-B10 (RUSLE distribuito). 

56

57 


4 Perimetrazione aree allagabili durante le piene in moto 

permanente 

4.1 La stima della portata di progetto 

La stima della portata al colmo per assegnato periodo di ritorno è stata valutata facendo 

ricorso ai modelli statistici disponibili in Sardegna. Ai fini di questo studio, in particolare, sono 

state valutate le portate di piena per i periodi di ritorno di 50, 100, 200 e 500 anni, in 

corrispondenza dei quali, ai sensi delle linee guida del Piano di Assetto Idrogeologico 

regionale, viene attribuita la pericolosità ed il rischio idraulico. 

Di seguito sono descritti i risultati dello studio idrologico per la stima della portata di piena e 

una verifica della attualità delle curve di possibilità pluviometrica utilizzate nei metodi indiretti 

per la stima della portata di piena. 

4.1.1 Stima portata di piena 

La mancanza di osservazioni idrometriche su tali bacini implica infatti l'utilizzo di metodologie 

regionalizzate per la stima della portata al colmo di piena, le quali vengono dettagliatamente 

descritte nell’Appendice A. Tra i vari metodi ivi riportati, sono da considerarsi virtualmente 

inapplicabili i metodi regionalizzati TCEV, Sirchia-Fassò e Lazzari, a causa della limitata 

estensione dei bacini considerati, mentre tra le due metodologie a base del metodo razionale 

si può preferire quella basata sulle curve pluviometriche TCEV, per le quali si dispone di una 

metodologia di stima delle caratteristiche locali più recente e meglio referenziabile alle 

singole località di quella offerta dalla ormai desueta metodologia Piga-Liguori. 

Nell’Allegato 1 - Tabelle 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7, 8, sono riportati i dettagli dei parametri morfologici 

adottati per ogni bacino considerato e le portate di piena desunte, con i vari metodi, per i 

diversi tempi di ritorno.


4.2 Verifica della attualità delle curve di possibilità pluviometrica 

Sulla base dei dati di precipitazione giornaliera disponibili per la stazione di Villasimius è 

stata eseguita una valutazione sommaria dell'attendibilità delle previsioni delle curve di 

possibilità pluviometriche esistenti in Sardegna. Si ricorda infatti che tutte le curve di 

possibilità pluviometriche sono state stimate sulla base di dati dal 1923 fino al 1980, e che in 

diverse aree della Sardegna nell'ultimo trentennio si sono registrati eventi particolarmente 

intensi che hanno messo in discussione l'attendibilità delle stesse. 

Per tale stazione pluviometrica non è purtroppo disponibile una base di dati a elevata 

risoluzione temporale (almeno oraria), ma sono disponibili solo le registrazioni giornaliere dal 

1923 al 2004 così come riportate negli annali idrologici. L'analisi di seguito descritta è quindi 

limitata a dati giornalieri e quindi non esaustiva, però può fornire delle utili indicazioni. Si 

ricorda inoltre che le curve di possibilità pluviometriche disponibili per la Sardegna sono su 

base regionale, ossia stimano le precipitazioni massime locali sulla base però di una analisi 

statistica condotta sui dati di tutte le stazioni disponibili in Sardegna, in quanto solo in tal 

modo si ottiene una base di dati significativa dal punto di vista statistico (Moisello, 1998). In 

tal senso si noti che considerare i dati della sola stazione di Villasimius come di seguito 

riportato ha una minore validità da un punto di vista statistico. 

Nella Tabella 13 sono riportati in ordine decrescente i massimi valori annui di precipitazione 

giornaliera misurati dalla stazione pluviometrica di Villasimius dal 1923 al 2004. Dalla Tabella 

13 si evince che nell'ultimo ventennio non si sono verificati eventi significativi. Questo in una 

certa misura conforta sulla validità degli studi fatti finora, che utilizzano la base dati dal 1923 

al 1980. 

La disponibilità di tali dati dei massimi valori annui di precipitazione giornaliera ha consentito 

di stimare alcune leggi di distribuzione probabilistiche che si adattassero ai dati disponibili. 

Sono stati così opportunamente stimati i parametri e le curve di distribuzione normale, log- 

normale e Gumbel. I dati osservati con corrispondente tempo di ritorno empirico sono stati 

così riportati in Figura 28 e sono stati confrontati con le previsioni delle distribuzioni di 

probabilità prima stimate e delle curve di possibilità pluviometrica regionalizzate di Piga – 

Liguori e e Deidda et al. (2000). 

A tal proposito si noti che le precipitazioni giornaliere si riferiscono ad un intervallo temporale 

(24 ore a partire dalle ore 9.00) che sicuramente non coincide con quello della precipitazione 

massima annua di 24 ore, considerato invece nelle curve di possibilità pluviometrica 

regionalizzate di Piga – Liguori e Deidda et al. (2000). Ciononostante si è voluto eseguire 

tale confronto per avere delle indicazioni seppur sommarie comunque rappresentative. Il 

valore di precipitazione con Tr 70 nelle 24 ore previsto dalle due curve di possibilità 

58

59 


pluviometriche regionali è molto simile a quello empirico verificatosi nel 1971. Si noti invece 

che il valore previsto dalle stimate distribuzioni probabilistiche utilizzando i dati giornalieri 

disponibili sarebbe inferiore (al più 169 mm) a quello empirico ed a quello previsto dalla 

curve di possibilità pluviometriche regionali. 

Lo stesso confronto è stato operato considerando il solo database dal 1923 al 1980 utilizzato 

per stimare le curve di possibilità pluviometrica regionalizzate di Piga – Liguori e e Deidda et 

al. (2000). I risultati non cambiano (Figura 29) in quanto il valore previsto dalle stimate 

distribuzioni probabilistiche non aumenterebbe di molto (172.8 mm) considerando i soli dati 

dal 1923 al 1980. 

Tale sommaria ma comunque significativa analisi conferma che relativamente ai soli dati dal 

1923 al 1980 le analisi regionalizzate consentono stime più realistiche di eventi estremi che 

comunque dal punto di vista statistico, sulla base dei pochi dati disponibili a Villasimius, 

risulterebbo altamente improbabili. Infatti utilizzando le distribuzioni di probabilità normale, 

log-normale e Gumbel sulla base dei massimi giornalieri annui della stazione di Villasimius, 

la precipitazione giornaliera di 200 mm ha un Tr pari a 200 anni, quindi molto maggiore di 

quello empirico. 

Pertanto si ritengono cautelative e attendibili le previsioni delle piogge intense delle curve di 

possibilità pluviometriche di Deidda et al. (2000). 

Tabella 9 - Massimi valori annui di precipitazione giornaliera misurati dalla stazione 

pluviometrica di Villasimius dal 1922 al 2004 (“-1” indica l'assenza del dato dovuto a 

malfunzionamenti o inattività della stazione). 

Massimi valori annui di precipitazione giornaliera 

anno mm anno mm anno mm anno mm 

1971 219.0 1978 70.0 1974 50.0 1983 35.3 

1962 205.6 1973 65.0 1966 49.7 1987 35.0 

1972 140.0 1958 65.0 1994 49.0 1932 35.0 

1965 133.2 1928 65.0 1960 47.4 1985 33.6 

1984 127.3 1959 62.0 1924 47.0 1954 33.5 

1930 122.0 1933 62.0 1979 47.0 1989 32.4 

1951 120.0 1995 61.4 1952 47.0 1925 32.0 

1980 109.0 1926 60.0 2001 46.8 1923 31.5 

1934 100.0 1964 58.8 1991 45.2 1982 30.2 

1929 100.0 1955 58.0 1927 45.0 1942 -1 

1956 97.0 1939 58.0 1990 44.6 1947 -1 

2003 91.0 1941 58.0 1975 44.0 1945 -1 

1969 87.8 1963 57.3 1993 43.6 1948 -1 

1953 87.0 1986 56.0 1961 41.2 1943 -1 

2004 85.4 1938 55.0 2000 41.0 1944 -1 

1957 83.0 1935 55.0 1996 40.8 1949 -1 

1992 76.0 1940 52.0 1976 40.0 1946 -1 

1967 74.5 1968 51.8 1931 40.0 1950 -1 

1998 74.0 2002 51.4 1999 39.8 1981 -1 

1936 72.0 1970 50.3 1988 37.6 1922 -1 

1997 70.4 1937 50.0 1977 37.5


Altezza di pioggia giornaliera [mm] 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

PERIODO 1923-2004 

0 

1 10 100 1000 

log(Tr) 

Osservata Distribuzione Normale Distribuzione Log Normale Distribuzione Gumbel Deidda-Piga-Sechi Piga-Liguori 

Figura 44 - Confronto tra i massimi annui delle altezze di pioggia giornaliera osservate nella 

stazione di Villasimius e i valori statistici in funzione del tempo di ritorno per il periodo 1923- 

2004. 

Altezza di pioggia giornaliera [mm] 

350 

300 

250 

200 

150 

100 

50 

PERIODO 1923-1980 

0 

1 10 100 1000 

log(Tr) 

Osservata Distribuzione Normale Distribuzione Log Normale Distribuzione Gumbel Deidda-Piga-Sechi Piga-Liguori 

Figura 45 - Confronto tra i massimi annui delle altezze di pioggia giornaliera osservate nella 

stazione di Villasimius e i valori statistici in funzione del tempo di ritorno per il periodo 1923- 

2004. 

60

61 


4.3 La propagazione dei deflussi di piena e la perimetrazione delle 

aree allagabili per i diversi periodi di ritorno 

La propagazione dei deflussi di piena è stata stimata attraverso l'utilizzo di uno strumento di 

calcolo in grado di tener conto delle equazioni idrauliche del moto anche in condizioni di 

moto vario, quale il codice HecRas sviluppato dal Hydrologic Engineering Center del US 

Army Corps of Engineers (dettagli in http://www.hec.usace.army.mil/software/hec-ras/). 

I corsi d'acqua presi in esame con il software HecRas sono stati quelli ricadenti nei bacini e 

sottobacini A, B, C, A1, A3, B1, B3, B4, B5, B6, B7, B8, B9, B10, D, E, G, H, I, Q. La 

perimetrazione delle aree soggette ad allagamento per i diversi tempi di ritorno è stata 

ottenuta in condizioni di moto permanente, ipotesi ritenuta più che accettabile in tale caso di 

studio. 

Alla luce dei risultati ottenuti si è provveduto alla redazione della carta della pericolosità 

idraulica dell’area oggetto di studio riportate nelle Tavola 3.0 in scala 1:12.500 e le Tavole 

3.a, 3.b, 3.c, 3.d in scala 1:4.000). 

Il modello idraulico ha fornito indicazioni sull’insufficienza idraulica di numerose sezioni. 

Nell’Allegato 1 sono riportati i risultati del modello e le sezioni fluviali con livello idraulico per i 

diversi tempi di ritorno. Negli elaborati grafici allegati sono riportate le cartografie delle aree 

allagabili per i diversi tempi di ritorno.


5 Pericolosità idraulica individuata su evidenze 

geomorfologiche 

L’Art. 8 delle NTA (Indirizzi per la pianificazione urbanistica e per l’uso di aree di costa) 

stabilisce che i Comuni, “in sede di adozione di nuovi strumenti urbanistici […] assumono e 

valutano le indicazioni di appositi studi di compatibilità idraulica e geologica e geotecnica, 

[…] riferiti a tutto il territorio comunale o alle sole aree interessate dagli atti proposti 

all’adozione”. 

Inoltre, l’articolo 26 - aree pericolose non perimetrate nella cartografia di piano - delle NTA 

del PAI, definisce le aree lagunari e stagnali e le foci fluviali come aree a significativa 

pericolosità idraulica. In conformità con il disposto normativo, si è operata un’analisi 

geomorfologica dello Stagno di Notteri e dei relativi canali di deflusso a mare e dei tratti 

terminali dei corpi idrici ed, in particolare, delle aree di foce di quei corsi d’acqua che 

attraversano aree libere da infrastrutture (residenziali, produttive o agricole). Il criterio 

geomorfologico di individuazione delle aree soggette ad esondazione si basa sul rilevamento 

diretto in sito e l’applicazione di analisi indirette mediante tecniche di fotointerpretazione degli 

elementi caratterizzanti il reticolo di drenaggio (terrazzi fluviali, evidenze erosive in alveo e 

lungo le sponde, depositi alluvionali recenti ed attuali, morfologia degli alvei ordinari, 

straordinari e di esondazione, ecc.). Il perimetro delle aree di pertinenza fluviale così 

individuato è stato assunto precauzionalmente come area a pericolosità idraulica molto 

elevata. 

La restituzione cartografica delle aree, pur rappresentando una valutazione qualitativa e non 

fornendo informazioni di tipo quantitativo dei fenomeni di esondazione (portate e altezze 

idriche per i diversi tempi di ritorno), consente la delimitazione delle aree potenzialmente 

esondabili. 

L’approccio, in qualche modo semplificato rispetto allo “standard” definito dalle Linee Guida 

del PAI, porta, con tutta probabilità, ad una sovrastima delle aree a pericolosità idraulica, 

consentendo, quindi, di operare in favore della sicurezza. La tipologia dei fenomeni 

responsabili delle evidenze assunte per definire le aree, corrispondono, infatti, a tempi di 

ritorno ben maggiori rispetto ai tempi di ritorno individuati dalle Linee Guida del PAI. 

In particolare i corsi d’acqua che sono stati studiati esclusivamente mediante l’analisi 

geomorfologica riguardano: 

- Il Riu Pireddu e relativo affluente destro, confluenti nella baia di Porto sa Ruxi; 

- I canali drenanti nella baia centrale di Porto sa Ruxi; 

- Il Riu Fraischeddu afferente la baia di Piscadeddus; 

62

63 


- il corsi d’acqua minori che afferiscono nel settore occidentale della rada di Campus 

(Porto Carbonara); 

- il Rio Campus e Rio Follas nell’ambito pedemontano di Conca Arrubia, nel settore 

mediano del bacino idrografico del Rio Foxi; 

- la zona umida di Notteri; 

- il Rio Trottu, Rio Molentis e i corsi d’acqua minori afferenti il settore costiero di Punta 

Porceddus.


6 Le fasce di tutela dei corpi idrici superficiali 

Le Norme di Attuazione del Piano di Assetto Idrogeologico stabiliscono all’art. 8 comma 8 

che “nelle aree perimetrate dal PAI come aree di pericolosità idraulica di qualunque classe 

gli strumenti di pianificazione di cui ai commi 2 e 6 (nuovi strumenti urbanistici anche di livello 

attuativo e varianti generali agli strumenti urbanistici vigenti e piani di settore e piani 

territoriali, ndr) regolano e istituiscono […] fasce di tutela dei corpi idrici superficiali”: 

a. lungo il corso dei fiumi, dei torrenti non arginati, degli stagni e delle aree lagunari per una 

profondità di cinquanta metri dalle rive o, se esistente, dal limite esterno dell’area 

golenale; 

b. lungo il corso dei canali artificiali e dei torrenti arginati, per una profondità di venticinque 

metri dagli argini; 

c. lungo i corsi d’acqua all’interno dei centri edificati, per una profondità di dieci metri dagli 

argini dei corsi d’acqua o per una profondità di venticinque metri in mancanza di argini. 

Per queste fasce valgono le prescrizioni disposte ai sensi dello stesso Art. 8 comma 9 , 10 e 

11 delle NdA del PAI. 

Nel rispetto di quanto stabilito dal comma 8 del suddetto articolo, sono state individuate le 

fasce di tutela dei corsi d’acqua, dei canali e degli specchi d’acqua (stagno di Notteri e Su 

Stangioni). 

Nel caso dello Stagno di Notteri, non si è operata la semplice trasposizione della profondità 

di cinquanta metri dalle rive, ma, il limite della fascia di tutela è stato fatto coincidere con 

quello della “fascia peristagnale” identificato attraverso criteri geomorfologici e geobotanici, 

essendo la fascia peristagnale e perilagunare un settore che manifesta strette relazioni 

fisiche ed ecologiche con il bacino idrico principale. In ogni caso questa fascia non è mai 

inferiore ai 50 metri di cui alla normativa. Tale assunzione, apparentemente cautelativa, 

consente in ogni caso di salvaguardare la fascia peristagnale direttamente coinvolta nei 

processi idrogeologici con la zona umida, in quanto più sensibile alle naturali oscillazioni 

della lama d’acqua in funzione delle variabili meteo-marine del paraggio e degli afflussi 

meteorici. 

Come già ricordato nella presente relazione, il reticolo idrografico dell’area in studio, 

sopratutto nei tratti vallivi interessati dagli insediamenti turistici costieri, è stato 

completamente stravolto quando non del tutto obliterato. L’individuazione degli elementi 

fisiografici che delimitano i corpi idrici superficiali, sponde, argini ed ancor più le aree 

golenali, in molti casi non è più possibile: la delimitazione delle fasce di tutela dei corpi idrici 

è stata, quindi, operata solo laddove è ancora riconoscibile questa tipologia di elementi. 

64

65 


7 Gli elementi (E4, E3, E2, E1) e la classificazione del 

Rischio (Ri4, Ri3, Ri2, Ri1) idraulico 

Ai sensi del DPCM 29 settembre 1998, gli elementi a rischio di inondazione o di frana, 

persone e cose suscettibili di essere colpiti da eventi calamitosi, sono classificati in base al 

danno: 

- incolumità delle persone; 

- agglomerati urbani, comprese le zone di espansione urbanistica; 

- aree su cui insistono insediamenti produttivi, impianti tecnologici di rilievo (distributori di 

benzina, serbatoi di gas), in particolare quelli definiti a rischio rilevante ai sensi di legge; 

- infrastrutture a rete (reti di distribuzione idrica, energetica, telefonica;reti di fognatura; reti 

di trasporto urbano) e vie di comunicazione di rilevanza strategica anche a livello locale; 

- patrimonio ambientale e beni culturali, storici, architettonici d’interesse rilevante; 

- aree sede di servizi pubblici (strutture di soccorso-ospedali, vigili del fuoco), e privati, di 

impianti sportivi e ricreativi, strutture ricettive e infrastrutture primarie. 

Nel caso specifico della Sardegna, la distribuzione territoriale degli elementi risulta assai 

variabile: si passa, infatti, da zone altamente antropizzate con un elevato grado di 

infrastrutturazione, ad aree a scarsissima densità abitativa ma con un edificato disperso e 

differenziato. Per ovviare alla difficoltà di individuazione dei singoli elementi, nonché per una 

valutazione omogenea a scala regionale, si è proceduto ad aggregare le tipologie di elementi 

e classificare il territorio in base alle caratteristiche essenziali di urbanizzazione e di uso del 

suolo. 

Gli elementi sono suddivisi in quattro classi a ciascuna delle quali si attribuisce un ‘peso’ 

variabile tra zero e uno, crescente con l’importanza dell’elemento interessato. Nella seguente 

tabella sono elencate le tipologie di siti e strutture che possono entrare in crisi, suddivisi nelle 

quattro classi. Nella stessa tabella, per ogni classe, sono esplicitati gli elementi a rischio 

riconosciuti per il territorio comunale di Villasimius, coerentemente con quanto definito dalle 

categorie del PAI.


CLASSI CATEGORIE PAI DEGLI ELEMENTI A RISCHIO 

E1 

E2 

E3 

E4 

Aree escluse dalle definizioni E2, E3 ed E4; Zona 

boschiva; Zone di protezione ambientale con vincolo 

estensivo (p.e. vincolo Galasso); Zone falesie 

costiere con possibilità di frequentazione 

Zona agricola generica; Infrastrutture puntuali per le 

telecomunicazioni; Zone di protezione ambientale 

con vincolo specifico ma non puntuale (p.e. parchi, 

riserve…). 

Infrastrutture pubbliche (altre infrastrutture viarie e 

fondo artificiale, ferrovie, oleodotti, elettrodotti, 

acquedotti, bacini artificiali); Zone per impianti 

tecnologici e discariche di R.S.U. ed assimilabili, 

zone di cava e zone minerarie attive e non, 

discariche minerarie di residui di trattamento, zona 

discarica per inerti; Beni naturali protetti e non, beni 

archeologici; Zona agricola irrigua o ad alta 

produttività, colture strategiche e colture protette; 

Specchi d’acqua con aree di acquacoltura intensiva 

ed estensiva; Zona di protezione ambientale 

puntuale (monumenti naturali e assimilabili). 

Centri urbani ed aree urbanizzate con continuità; 

nuclei rurali minori di particolare pregio; zone di 

completamento; zone di espansione; grandi 

insediamenti industriali e commerciali; servizi pubblici 

prevalentemente con fabbricati di rilevante interesse 

sociale; aree con limitata presenza di persone; aree 

extraurbane poco abitate; edifici sparsi; nuclei urbani 

non densamente popolati; aree sedi di significative 

attività produttive (insediamenti artigianali, industriali, 

commerciali minori); Zona discarica rifiuti speciali o 

tossico nocivi; Zona impianti industriali ad elevato 

rischio potenziale; Aree di intensa frequentazione 

turistica (zone residenziali estive, alberghiere; zone 

campeggi e villaggi turistici, spiagge e siti balneari, 

centri visita etc.); Beni architettonici, storici e artistici; 

Infrastrutture pubbliche strategiche (strade statali); 

Porti vari, aeroporti, stazioni. 

66 

ELEMENTI NEL TERRITORIO DI 

VILLASIMIUS 

aree boscate; creste; falesie; 

promontori; scogli e isole; sistema 

a baie e promontori 

alvei fluviali; zone agricole 

generiche; argini fluviali; zone 

umide; zone SIC; ZPS 

cabine elettriche; cava di II 

categoria; depuratore; impianto 

stoccaggio e trattamento rifiuti; 

infrastrutture secondarie 

aree parcheggio; aree sosta; aree 

di espansione vigenti; beni 

archeologici; beni architettonici, 

storici e artistici; campo da golf; 

campi sportivi; centro abitato; 

Comunione Sa Conca Arrubia; 

demanio areonautico; edificato 

(agricolo, turistico); faro di Capo 

Carbonara; infrastrutture viarie 

principali; infrastrutture secondarie 

ad alta frequentazione; 

insediamenti produttivi; 

motodromo; parchi e verde urbano 

non edificato; pertinenze stradali; 

porto turistico; zone alberghiere, 

villaggi turistici, campeggi; sistemi 

di spiaggia; zone di espansione 

Le “Linee Guida per la attività di individuazione e perimetrazione delle aree a rischio idraulico 

e geomorfologico e delle relative misure di salvaguardia” elaborate dal Piano di Assetto 

Idrogeologico della RAS sulla base di quanto stabilito dal Decreto Legge 180 e dalla Legge 

267 del 3 agosto 1998, definiscono il rischio idraulico secondo la formula: 

Ri=Hi*E*V 

Ri = rischio idraulico, quantificato secondo 4 livelli (tabella successiva); Hi = pericolosità 

(natural Hazard) idraulica; E = elementi a rischio; V = vulnerabilità intesa come capacità a 

PESO 

0.25 

0.50 

0.75 

1.00

67 


resistere alle sollecitazione indotte dall’evento e, quindi, dipendente dal grado di perdita degli 

elementi a rischio E, nel caso del manifestarsi del fenomeno. 

RISCHIO IDRAULICO 

Classe Intensità Valore 

DESCRIZIONE DEGLI EFFETTI 

Ri1 Moderato ≤ 0,002 Danni sociali, economici e al patrimonio ambientale marginali 

Ri2 Medio ≤ 0,005 

Ri3 Elevato ≤ 0,01 

Ri4 

Molto elevato ≤ 0,02 

Sono possibili danni minori agli edifici, alle infrastrutture e al 

patrimonio ambientale che non pregiudicano l’incolumità del 

personale, l’agibilità degli edifici e la funzionalità delle attività 

economiche 

Sono possibili problemi per l’incolumità delle persone, danni 

funzionali agli edifici e alle infrastrutture con conseguente 

inagibilità degli stessi, la interruzione di funzionalità delle 

attività socio-economiche e danni rilevanti al patrimonio 

ambientale 

Sono possibili la perdita di vite umane e lesioni gravi alle 

persone, danni gravi agli edifici, alle infrastrutture e al 

patrimonio ambientale, la distruzione delle attività 

socioeconomiche 

Ogni qualvolta si ritenga a rischio la vita umana, elementi di tipo E4, E3 e parte di E2, la 

vulnerabilità, secondo quanto si evince dal DPCM, è assunta pari all'unità. Stante la difficoltà 

di effettuare analisi di dettaglio sui singoli elementi, comunque esulanti dai limiti delle attività 

previste dal dispositivo di legge, a tutti gli elementi è stato attribuito un valore di vulnerabilità 

unitario, agendo, quindi, nella direzione della maggiore cautela. 

La sovrapposizione della pericolosità idraulica sugli elementi a rischio determina, secondo la 

griglia definita dal PAI riportata nella tabella seguente, il livello di rischio. La 

rappresentazione cartografica è in allegato alla presente relazione. 

ELEMENTI A RISCHIO 

PERICOLOSITÀ 

Hi1 Hi2 Hi3 Hi4 

Tr 500 Tr 200 Tr 100 Tr 50 

E1 Ri1 Ri1 Ri2 Ri2 



E4 Ri1 Ri2 Ri3 Ri4


8 Conclusioni 

Lo studio di compatibilità idraulica del territorio del Comune di Villasimius evidenzia l'estrema 

vulnerabilità di tale territorio, soggetto ad elevato rischio idraulico in estese aree. In 

particolare anche il centro abitato è soggetto a rischio idraulico, in quanto diversi rii lo 

attraversano senza essere adeguatamente protetti. In diversi casi anzi i corsi d'acqua 

vengono deviati, modificati o del tutto bloccati nel loro corso naturale, con estreme condizioni 

di criticità. 

Anche la parte valliva del Riu Foxi è in condizioni di estrema pericolosità idraulica, con 

diversi edifici soggetti a rischio. 

68

69 


9 Appendice A: metodologie per la stima della portata di 

piena 

La valutazione della portata di piena di un corso d'acqua si basa, con l'eccezione di 

espressioni empiriche grossolane ormai in disuso, su considerazioni probabilistiche dalle 

quali emerge il legame tra la portata di piena Q ed il numero medio di anni (Tr = tempo di 

ritorno) che occorre attendere affinché si abbia una portata pari o maggiore di Q. 

I parametri descrittivi del bacino più rappresentativi ai fini della valutazione della piena sono: 

• superficie del bacino S [km 2 ] 

• lunghezza dell'asta principale L [km] 

• pendenza media dell'asta principale J [m/m] 

• altitudine media del bacino Hm [m s.l.m.] 

• quota della sezione terminale Ho [m s.l.m.] 

Tra le metodologie messe a punto per i bacini sardi si riportano di seguito le più utilizzate. In 

esse i parametri del bacino sono indicati con i simboli e le unità di misura su riportati, mentre 

la portata di piena Q è espressa sempre in m 3 /s. 

Formula di Sirchia-Fassò 

La formula di Sirchia-Fassò è stata ottenuta come inviluppo dei massimi contributi unitari 

(q = Q/S, espresso in m 3 /s/km 2 ) delle piene registrate in Sardegna fino al 1969, ed ha 

l'espressione: 

q = Ψ 45.8 S -0.106 , ovvero Q = Ψ 45.8 S 0.894 (per S < 20 km 2 ) 

q = Ψ 207 S -0.6 , ovvero Q = Ψ 207 S 0.4 (per S > 20 km 2 ) 

In cui ? è un coefficiente che dipende dalla posizione geografica del bacino, desumibile dalla 

figura seguente:


Si precisa che nella formula di Sirchia-Fassò è assente qualunque riferimento probabilistico, 

per cui alla portata di piena stimata non è possibile associare alcun tempo di ritorno. 

70

Metodo della curva inviluppo modificato 

71 


In occasione della redazione dello studio "Valutazione delle piene in Sardegna" (1991), è 

stata proposta una variante al metodo della curva inviluppo esposto al punto precedente, 

indicando il contributo unitario con l'espressione: 

q = Ps' Pa 45.8 S -0.106 , ovvero Q = Ps' Pa 45.8 S 0.894 (per S < 21 km 2 ) 

q = Ps' Pa 207 S -0.6 , ovvero Q = Ps' Pa 207 S 0.4 (per S > 21 km 2 ) 

in cui Ps' e Pa sono dei coefficienti che tengono conto il primo del tempo di ritorno della 

piena considerata, e Pa un effetto della dimensione del bacino variabile con la zona 

idrografica, intesa come descritto nella figura seguente. 

I coefficienti per le diverse zone idrografiche sono quindi riportati nella figura e tabella 

seguenti.


72

Formula di Lazzari 

73 


La formula di Lazzari, desunta nel 1967 dall'analisi probabilistica regionalizzata dei dati di 

portata massima annua registrati nei bacini osservati in Sardegna, è la seguente: 

(μ + u σ) 

Q = 10 

nella quale, μ e σ sono i parametri della distribuzione lognormale delle portate e u è il frattile 

della distribuzione normale. I parametri μ e σ sono espressi in funzione della la superficie del 

bacino S e dell'altitudine media del bacino Hm, differentemente per i bacini aventi 

esposizione orientale e occidentale, e precisamente: 

Per i bacini aventi esposizione orientale: 

Per i bacini aventi esposizione occidentale: 

μ = 0.746 log(S Hm) - 1.781 

σ = 0.4413 

μ = 0.956 log(S Hm) - 2.995 

σ = 0.3583 

con la limitazione di applicabilità: S Hm > 50'000 

Formula di Lazzari modificata 

Sempre in occasione della redazione dello studio "Valutazione delle piene in Sardegna" 

(1991), è stata proposta una variante della distribuzione probabilistica lognormale che 

considera la variabile: 

(μ + u σ) 

Q = e 

nella quale, μ e σ sono i parametri della distribuzione lognormale delle portate e u è il frattile 

della distribuzione normale. 

I parametri μ e σ sono espressi in funzione della sola superficie del bacino S, ancora 

differentemente per i bacini aventi esposizione orientale e occidentale, e precisamente: 

Per i bacini aventi esposizione orientale: 

Per i bacini aventi esposizione occidentale: 

μ = 0.6388 ln(S) + 1.534 

σ = 1.0454 

μ = 0.9104 ln(S) - 0.6547 

σ = 0.6646


La distribuzione probabilistica TCEV 

Uno studio probabilistico regionalizzato dei dati di portata massima annua registrati nei 

bacini osservati in Sardegna elaborato più recentemente è basato sulla distribuzione 

probabilistica TCEV, data dalla seguente espressione: 

p = e ( -Λ 1 e-x/θ1 -Λ 2 e-x/θ2) 

Il valore dei quattro parametri per i bacini sardi è stato stimato come segue: 

Il metodo razionale 

(per tutti i bacini della Sardegna) 

θ = θ2/θ1 = 5.8866 

λ = λ2/λ1 1/θ = 0.3938 

(per i bacini con esposizione occidentale) 

λ1 = 6.286 

θ1 = 0.1646 S 0.9235 

(per i bacini con esposizione orientale) 

λ1 = 4.571 

θ1 = 1.7677 S 0.6452 

Il metodo razionale, detto anche cinematico, fornisce la portata di piena tramite 

l'espressione: 

Q = Φ ARF S H / (3.6 Tc) 

nella quale Φ rappresenta l'aliquota di precipitazione che, in occasione della piena, scorre in 

superficie, ARF (Areal Reduction Factor - Coefficiente di Riduzione Areale) esprime il 

rapporto tra l'altezza di pioggia media su tutto il bacino e l'altezza di pioggia in un punto al 

suo interno, valutati a parità di durata e di tempo di ritorno, Tc è il tempo di corrivazione 

espresso in ore, ed H è l'altezza di precipitazione, in mm, che cade in un punto del bacino in 

una durata pari a Tc con l'assegnato Tempo di ritorno. 

Il tempo di corrivazione Tc può essere stimato facendo riferimento a diverse espressioni 

empiriche che forniscono le seguenti stime: 

• Formula di Viparelli: Tc = L/3.6V 

• Formula di Giandotti: Tc = (1.5 L + 4 S 0.5 ) / (0.8 (Hm-Ho) 0.5 ) 

74

• Formula di Ventura: Tc = 0.127 (S/J) 0.5 

• Formula di Pasini: Tc = 0.108 ((S L) 1/3 )/J 0.5 

75 


Per la stima del coefficiente ARF si possono utilizzare le Formule di Wallingford: 

ARF = 1 – (0.0394 S 0.354 ) Tc (-0.40+0.0208 ln(4.6-ln(S))) per S < 20 km 2 

ARF = 1 – (0.0394 S 0.354 ) Tc (-0.40+0.003832 (4.6-ln(S))) per S > 20 km 2 

Il coefficiente Φ potrebbe essere stimato col metodo del Curve Number (CN) secondo cui 

vale: 

Φ = (H - 0.2 S) 2 /(H(H + 0.8 S)), con S = 254 (100/CN -1) 

in cui il valore di CN è legato alle caratteristiche del terreno e della copertura vegetale. 

Il coefficiente Φ assume però, con questa metodologia, valori eccessivamente bassi, poiché 

fa coincidere l'inizio della precipitazione con la porzione di durata Tc considerata. 

Per ovviare a questo inconveniente, è opportuno far precedere la precipitazione di durata 

critica Tc una precipitazione di durata pari a Dp volte Tc. Indicando con Hp l'altezza di 

precipitazione caduta prima della durata critica e con Ht l'altezza di precipitazione totale 

(H+Hp), si ha: 

Φ = [(Ht - 0.2 S) 2 /(Ht + 0.8 S) - (Hp - 0.2 S) 2 /(Hp + 0.8 S)]/H 

l metodo razionale con curva di possibilità pluviometrica di Piga-Liguori 

L'altezza di precipitazione è legata alla durata T ed al tempo di ritorno Tr attraverso la curva 

di possibilità pluviometrica calibrata nel 1985 da Piga-Liguori (che rielaborarono quelle già 

stabilite nel 1969 da Cao Puddu e Pazzaglia, ed adottando le stesse metodologie ma 

aggiornando la base dati): 

H = 10 A + u B C + u D 

T 

nella quale u è il frattile della distribuzione normale, A, B, C e D sono parametri legati alla 

posizione geografica del bacino:


Stazioni pluviografiche e attribuzione ai gruppi omogenei 

76

77 


Metodo razionale con curva di possibilità pluviometrica di Deidda-Piga-Sechi 

Il metodo è identico a quello esposto nel paragrafo precedente dal quale si differenzia 

unicamente per la stima della precipitazione H. 

Questa è data dalla curva di possibilità pluviometrica, calibrata nel 1997: 

nella quale: 

H = Hm(Tc) a Tc n 

Hm(Tc) = 1.1287 Hg (Tc/24) -0.493+0.476Log(Hg) 

con Hg dipendente dalla posizione geografica del bacino, mentre i parametri a ed n 

dipendono dalla sottozona di appartenenza: 

per la sottozona I: 

a = 0.4642 + 1.0376*Log(Tr) 

n = -0.18488 + 0.22960*Log(Tr) - 0.033216*(Log(Tr)) 2 (per Tc < 1 ora) 

n = -0.01469 - 0.0078505*Log(Tr) (per Tc > 1 ora) 

per la sottozona II: 

a = 0.43797 + 1.089*Log(Tr) 


n = -0.0063887 -0.004542*Log(Tr) (per Tc > 1 ora) 

per la sottozona III: 

a = 0.40926 + 1.1441*Log(Tr) 


n = 0.014929 + 0.0071973*Log(Tr) (per Tc > 1 ora)


Individuazione delle 3 sottozone 

78

Altezze giornaliere Hg 

79 



10 Appendice B: il modello HEC-RAS 

Il modello idraulico utilizzato in questo studio, denominato HEC-RAS, è stato sviluppato 

dall’US Army Corps Of Engineers; è in grado di effettuare simulazioni di tipo 

monodimensionale del fenomeno di propagazione dell’onda di piena su corsi d’acqua. Il 

modello presuppone che siano fornite tutte le informazioni necessarie, ed in particolare la 

geometria di un numero sufficiente di sezioni trasversali. Il programma consente di inserire 

sezioni trasversali fittizie, interpolando quelle rilevate, in modo da assicurare che il passo di 

discretizzazione spaziale non ecceda un assegnato valore limite. 

Moto permanente 

Per l’analisi in moto permanente HEC-RAS determina il profilo del pelo libero tra una sezione 

e la successiva mediante la procedura iterativa denominata standard step, risolvendo 

l’equazione del bilancio energetico, 

dove: 

Y1 e Y2 sono le altezze d’acqua riferite al fondo dell’alveo; 

Z1 e Z2 sono le altezze del fondo rispetto ad una quota di riferimento; 

V1 e V2 sono le velocità medie della corrente nelle due sezioni estreme del tronco fluviale 

considerato; 

a1 e a 2 sono coefficienti di ragguaglio delle potenze cinetiche; 

h e è la perdita di carico tra le due sezioni considerate. 

Il termine he dipende sia dalle perdite per attrito che da quelle per contrazione ed 

espansione. Si può valutare mediante la relazione: 

dove: 

L è la lunghezza del tronco considerato; 

Sf è la cadente media tra le due sezioni; 

C è il coefficiente di perdita di carico per contrazione o espansione. 

80

81 


Il primo termine rappresenta la perdita totale per attrito, prodotto tra la distanza tra le due 

sezioni e la cadente media. Il programma prevede diverse possibilità di calcolo della 

cadente, che viene determinata presupponendo una suddivisione dell’alveo in sottosezioni 

all’interno dei quali la velocità possa ritenersi con buona approssimazione costante. 

Il secondo termine della equazione per il calcolo delle perdite di carico rappresenta invece il 

contributo dovuto alla contrazione ed espansione dell’area bagnata; tali perdite sorgono nel 

momento in cui si abbia un allargamento o restringimento della sezione che determini una 

situazione di corrente non lineare. Il coefficiente C varia in un intervallo compreso tra 0.1 e 1 

per correnti subritiche, mentre in caso di correnti veloci generalmente si assumono valori 

inferiori. 

L’altezza del pelo libero, in riferimento ad una assegnata sezione, viene determinato 

mediante una risoluzione iterativa delle equazioni (1) e (2). Il modello fornisce inoltre i valori 

dell’altezza critica nelle diverse sezioni fluviali. Qualora si verifichino transizioni da corrente 

lenta e veloce o viceversa, in tali segmenti di asta fluviale l’equazione di bilancio energetico è 

sostituita dall’equazione globale di equilibrio dinamico. 

Condizioni al contorno in moto permanente 

Assegnato il valore di portata di moto permanente, nel caso di corrente lenta occorre 

specificare una condizione al contorno di valle; viceversa, per correnti veloci, è richiesta la 

definizione di una condizione al contorno di monte. Per un regime transcritico, invece, si 

rende necessaria la specifica di entrambe le condizioni, ovvero a monte e a valle. HEC-RAS 

ammette la definizione delle condizioni al contorno attraverso la specifica di un valore di 

altezza assegnato, oppure imponendo il passaggio del profilo per l’altezza critica, oppure per 

l’altezza di moto uniforme.

P ia n o U rb an is tico C o m u n ale - Comune di Villasimius

Create successful ePaper yourself

Delete template?

Save as template?