Atrani

Analisi delle condizioni di dissesto idrogeologico nell’area di Atrani (Salerno)

1. Premessa

2. Cenni storici sugli eventi idrogeologici del territorio

3. Inquadramento geologico

4. Assetti geolitologico

5. Assetto morfostrutturale di dettaglio e modelli di rottura

6. Valutazione dello stato di fratturazione dell'ammasso

6.1 Correlazioni tra velocità di propagazione delle onde ed i parametri RQD ed Nl

7. I fenomeni di crollo

7.1 Analisi a ritroso dei crolli

8. Perimetrazione delle aree a rischio

9. Tipologie d'intervento per la mitigazione del rischio

10. Conclusioni

Bibliografia

Indice Atrani

1. PREMESSA

Il presente Rapporto illustra e sintetizza i risultati delle attività geologiche svolte nell’area di Atrani (in provincia di Salerno), nell’ambito del Contratto di ricerca stipulato tra il Consorzio Civita ed il Dipartimento d’Ingegneria Geotecnica dell’Università di Napoli “Federico II”. Tale contratto, sottoscritto in data 24/09/2001 ed approvato dal Consiglio del Dipartimento in data 23/11/2001, prevedeva in particolare (cfr art. 2):

a) la caratterizzazione geomorfologica a grande scala, del territorio comunale con la relativa cartografia;

b) la caratterizzazione geologica a grande scala, del territorio comunale con relativa cartografia;

c) la caratterizzazione geostrutturale, a grande scala, del territorio comunale con relativa cartografia;

d) una relazione che individui ed analizzi le situazioni di maggior pericolosità e rischio per l’abitato e che possa indicare preliminarmente le più idonee misure di mitigazione, che peraltro potranno essere stabilite solo in futuro, successivamente ad approfondimenti di tipo geotecnico e geomeccanico;

e) una relazione analitica sulle attività svolte in forma cartacea e digitale.

L’obiettivo della ricerca era finalizzato, in particolare a:

a) l’analisi dei dissesti idrogeologici nell’area di Atrani;

b) la previsione delle conseguenze derivanti al patrimonio architettonico ed artistico del Comune.

Le attività di ricerca sono state svolte dallo scrivente, in qualità di Responsabile scientifico della convenzione, che si è avvalso dell’aiuto del Dott. Geologo Claudio De Luca -Collaboratore esterno del predetto Dipartimento e destinatario di un Contratto di ricerca all’uopo stipulato nonché del personale amministrativo del Dipartimento stesso.
In data 22/05/2002 è stato consegnato al Consorzio Civita un Rapporto intermedio illustrante le attività fino a quella data svolte.

L’abitato di Atrani è situato in Penisola amalfitana, in prossimità dello sbocco del torrente Dragone nel Golfo di Salerno (figura 1). Tale corso d’acqua, nel suo tratto terminale, percorre una stretta e profonda forra delimitata, sia ad Est che ad Ovest, da ripide pareti rocciose, talora sedi di crolli di massi di notevoli dimensioni.
Sebbene il territorio comunale sia piuttosto circoscritto (appena 10 ettari -risultando quindi il più piccolo Comune italiano per estensione), presenta tuttavia una notevole rilevanza storico – paesaggistica ed urbanistica che si accompagna ad un livello di pericolosità, conseguente ad eventi naturali, estremamente elevato. Pertanto è parso utile realizzare uno studio sistematico ed approfondito dell’assetto geologico e geomorfologico, soffermandosi in particolare sugli aspetti geostrutturali e geomeccanici che caratterizzano le alte ed estese pareti rocciose che lo sovrastano, allo scopo di fornire una conoscenza dettagliata del livello di pericolosità dell’area.

In tal senso, gli obiettivi conseguiti hanno riguardato la definizione della suscettibilità ai crolli dalle pareti e la perimetrazione delle aree urbane soggette a possibili fenomeni di invasione, grazie alla ricostruzione delle traiettorie dei massi. Inoltre, è stata messa a punto e verificata in sito una metodologia di studio, in parte innovativa, per la definizione del diverso grado di fratturazione degli ammassi lapidei, a partire da dati geofisici di prospezioni sismiche del tipo down - hole.

Ai fini del presente studio, oltre ai dati specificamente raccolti in campagna, si è fatto riferimento a quelli di perforazioni geognostiche, geosismici e di prove di laboratorio messi a disposizione dall’Amministrazione comunale e relativi alle indagini effettu ate nell’ambito della redazione del Piano Regolatore Generale.

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2. CENNI STORICI SUGLI EVENTI IDROGEOLOGICI DEL TERRITORIO

Poiché l’abitato è ammesso a consolidamento ai sensi della Legge n. 445/1908 (Ministero LL.PP., 1963), è apparso essenziale effettuare una ricerca storica sugli eventi naturali che hanno interessato nel passato l’area al fine di poter disporre di un catalogo quanto più preciso ed aggiornato possibile.
In tal senso è stata effettuata una ricerca sulle fonti storiografiche disponibili presso la Biblioteca del “Centro di Storia e Cultura Amalfitana” (di Amalfi) e presso l’Archivio comunale di Atrani. Tale ricerca si è subito dimostrata di notevole interesse per lo studio del territorio che, sin dal toponimo “Atrani”, testimonia la forte incidenza dell’assetto morfologico dei luoghi sull’evoluzione socioculturale delle comunità locali. Infatti tra le possibili origini di tale toponimo, si annovera quella proveniente dal latino “atrum” (genere neutro dell’aggettivo “ ater”) con il significato di luogo oscuro, riparato che, evidentemente, rimanda alla particolare posizione dell’abitato all’interno della profonda ed angusta forra del torrente Dragone.

Trattandosi di un territorio abitato fin dai tempi più antichi, copiosa è apparsa la documentazione storica; per rimanere nel campo specifico degli eventi idrogeologici, va detto che numerosi sono anche i riferimenti agli eventi naturali.
Numerose fonti cronachistiche, fanno riferimento a fenomeni di crollo -ed ai conseguenti danni all’abitato -già a partire dal XV secolo ed in particolare negli anni 1401, 1588, 1764 e 1780 (Camera, 1881). I danni furono talvolta particolarmente rilevanti e generalmente occorsero in occasione di terremoti o piogge intense.
Più recentemente, in seguito ad un crollo verificatosi nel 1924, Atrani fu inclusa nell’elenco dei Comuni dichiarati instabili ed ammessa a consolidamento, come previsto dalla legge 445/1908 (Ministero dei LL. PP., 1963). Grazie a tale legge, vari lavori parziali di consolidamento, spesso però basati su criteri di progettazione inadeguati, furono realizzati in diverse occasioni e, segnatamente, dopo l’evento sismico del novembre 1980.

Il già citato Autore (Camera, 1881), riporta anche le date di diversi eventi sismici che hanno interessato la zona sia nel Medioevo che nei secoli successivi, con una elencazione dei danni subiti. Egli si dilunga anche sulla descrizione di fenomeni catastrofici di ingressione marina nell’abitato, a seguito di mareggiate eccezionali. Nel volume I della sua monumentale opera si legge: “… In fatti si ha da autentici documenti, che, nel mare di Atrani, prima del XVI secolo, già vi rimanevan sommerse le chiese di S. Maria dell’Arco, ovvero della cappella, e che quest’ultima giaceva appunto – subtus locum ubi dicitur lo platamone, in mari, de qua nihil in praesentiarum apparet “.
Altri riferimenti tratti dal Camera riguardano fenomeni di instabilità dei costoni rocciosi incombenti sull’abitato ed eventi di piena del Torrente Dragone che attraversa, per tutta la sua estensione, il paese fino al mare. A pag. 592 del vol. I si legge: “… ed in Atrani franaron grossi macigni dalle pendici del colle orientale, ad essa superiore, con grande rovina; rimanendovi fra l’altro schiacciate e sepolte le chiese di S. Maria Comite Janni e di S. Nicola de Forma…”.

Per gli eventi di piena del torrente Dragone si citano in particolare (vol. II pagg. 249250) le date del 1588, 1764 e 1780. In tutti questi eventi, ben descritti nei particolari, viene posto l’accento sui fenomeni di instabilità dell e coperture detritico -piroclastiche che ricoprono i rilievi dell’area e sul notevolissimo trasposto solido di massi, pietre ed alberi. Infatti, si legge per l’evento del 1588: “… Dall’impeto della quale lava havendo prorotto fuora alberi, lignami, terra, pietre et rapillo quasi infiniti ha ripiena la marina de detta terra et disseccato il mare più di quello che era prima de canne sette…”. L’Autore descrive, in tal modo, quella che appare essere la formazione di una conoide alluvionale allo sbocco in mare del torrente Dragone.
Preziosa per la ricerca storica ed iconografica si è dimostrata anche l’opera di Vincenzo Proto (Proto, 1992) ricca di illustrazioni e fotografie risalenti alla seconda metà del XIX ed alla prima metà del XX secolo.
Altra fonte consultata è il Catalogo AVI (CNR-GNDCI, 1998) che, con riferimento agli ultimi decenni, censisce 2 fenomeni di crollo (1986 e 1991, rispettivamente) e 1 evento d’inondazione del torrente Dragone (1984).

Dai dati storici riportati, risulta evidente che i rischi idrogeologici che interessano il territorio di Atrani possono ricondursi essenzialmente a:

- crolli dai costoni rocciosi;

- colate rapide delle coltri detritico – piroclastiche in appoggio sui versanti

carbonatici;

- esondazioni del torrente Dragone;

- mareggiate eccezionali, con conseguenti fenomeni di erosione costiera.

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3. INQUADRAMENTO GEOLOGICO

L’area studiata è ubicata sul versante meridionale della Penisola Sorrentino amalfitana, che – a sua volta – rappresenta un horst orientato trasversalmente alla catena appenninica e separante le due depressioni tettoniche della Piana Campana a nord e del Golfo di Salerno a sud. Tale struttura è costituita da una monoclinale mediamente immergente verso NW, che sul lato meridionale è interessata da numerose ed estese faglie trasversali (orientate NW-SE), molte delle quali con evidenti caratteri di trascorrenza (fig. 2).

Fig. 2. Schema strutturale della Penisola Sorrentina. 1: lineamenti strutturali principali; 2: principali faglie trascorrenti; 3 depressioni costiere subtriangolari e rispettivi angoli al vertice.

L’ossatura della Penisola è costituita da una spessa sequenza di calcari dolomitici mesozoici sui quali, nel corso del Miocene, si sono depositati terreni flyschoidi, attualmente conservati in piccole depressioni strutturali; minori volumi di depositi clastici quaternari, assieme a terreni detritico -piroclastiti, sono presenti a copertura del substrato mesozoico -terziario.

L’attuale assetto morfostrutturale del territorio di Atrani, e più in generale delle aree limitrofe, è il risultato di una complessa evoluzione tettonica che ha comportato la successione e sovrapposizione di fasi deformative di tipo compressivo, trascorrenti ed estensionali accompagnate da fasi di intensa erosione (Caiazzo et. Al., 2000). Un esame dettagliato rivela che un primo sollevamento dell’originaria superficie terziaria della piattaforma carbonatica è occorso tra la fine del Miocene e l’inizio del Pliocene. Ad esso è seguita una lunga fase erosiva che ha portato alla formazione di un’ampia paleosuperficie che fu successivamente frammentata in numerosi horst e graben durante una nuova fase tettonica nel Pleistocene inferiore. Lembi residui di questa paleosuperficie, possono essere individuati in isolati ripiani relitti alla sommità di alcuni rilievi della Penisola (monte S. Erasmo, M. Comune, M. Cerasuolo) e in alcune zone ribassate come le piane di Agerola, Ravello o la località Castello di Pogerola. Nel Pleistocene medio un nuovo sollevamento tettonico causò il ringiovanimento dei lineamenti morfologici che subirono un marcato modellamento sia ad opera dei processi di erosione lineare che di dissoluzione carsica, impostatisi lungo le zone di faglia meno resistenti. Tali processi, che portarono all'individuazione di forre molto incassate (Furore, Pogerola, Atrani), uniti all’erosione crioclastica dovuta alle più recenti fasi glaciali e soprattutto alla glaciazione wurmiana (Cinque, 1986), hanno modellano i versanti conferendogli le attuale configurazioni. Su un’importante faglia, con d irezione N-S, si è impostato il Torrente Dragone, analogamente ai principali corsi d'acqua limitrofi (Vallone di Pogerola, Valle dei mulini di Amalfi, Torrente Reginna di Maiori) che ricalcano quasi fedelmente le principali fratture di questo sistema presenti tra Amalfi e Maiori (Fig. 2).
Infine la deposizione dei prodotti piroclastici del vulcanismo campano provenienti dai Campi Flegrei e, per la zona di Atrani, soprattutto dall'edificio vulcanico del Somma-Vesuvio, ha completato il quadro geologico così delineato.

Nuove vedute sull’Appennino meridionale e numerosi studi di carattere geostrutturale (Patacca e Scandone, 1991; Capotorti e Tozzi, 1991; Caiazzo ed Al., 2000) hanno evidenziato la presenza di faglie trascorrenti nell’area, probabilmente legate all’ultima fase compressiva della Catena.
Una reinterpretazione di dati geostrutturali ricavati da aerofoto (Budetta e Santo, 1993) e nuovi dati geologici acquisiti in campagna, hanno evidenziato la presenza di numerose faglie trascorrenti, a seguito delle quali si sono formate depressioni costiere subtriangolari, per lo più sul versante meridionale della Penisola. Queste ultime sono delimitate da linee tettoniche secondarie formanti tra di loro angoli varianti tra 20° e 45° (Fig. 2); lungo queste linee tettoniche spesso si sono individuate pareti subverticali o fortemente inclinate (Fig. 3). Si ritiene che dette depressioni siano dovute a movimenti di rotazione di blocchi crostali, determinati dal movimento lungo faglie trascorrenti (Budetta e Santo, 1993), così come osservato in altri contesti geologici da Nur et Al. (1988).

Fig. 3. Panoramica del costone orientale che sovrasta l’abitato.

Nell’area di indagine, le misure di giacitura dei giunti appartenenti alle diverse famiglie di discontinuità presenti su entrambi i lati della forra di Atrani, hanno permesso sia la determinazione dell’angolo al vertice (circa 30°) della depressione costiera subtriangolare in cui è situato l’abitato, sia una ricostruzione sintetica delle principali fasi morfostrutturali che hanno interessato l’area durante il Plio -Pleistocene (fig. 4).

Fig. 4. Rappresentazione mediante diagrammi a blocchi dell’evoluzione morfostrutturale dell’area di Atrani durante il Plio-Pleistocene. A: faglie con direzione NW-SE (a) e faglie trascorrenti (b) con relative fasce cataclastiche che individuano un blocco subtriangolare risultante dall’effetto “rotazionale” della sollecitazione. B: sollevamento dell’area, formazione del paleo-alveo del T. Dragone e avvio dei processi di erosione carsica . C: situazione attuale con incisioni trasversali a forma di U, impostate in fasce cataclastiche, e sviluppo di grotte carsiche di interstrato.

Fig. 5. Carta geologica del territorio di Atrani. 1: depositi alluvionali e di spiaggia attuali; 2: depositi detritico-piroclastici; 3: calcari dolomitici; 4: giacitura dei piani di strato; 5: faglia; 6: sondaggio geognostico; 7: sondaggio geognostico con esecuzione di prospezioni down-hole; 8: traccia di sezione geologica

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4. ASSETTO GEOLITOLOGICO

Il substrato roccioso affiorante nell’area è costituito da calcari dolomitici e calciruditi in strati e banchi (Figg. 5, 6 e 7), talora con interstrati marnoso-argillosi, centimetrici (Iannace, 1991). Queste rocce, caratterizzate da ridotta erodibilità, danno luogo a versanti con pendenze elevate e pareti subverticali a seguito del modellamento, ad opera degli agenti della dinamica esogena, di originarie superfici di faglia caratterizzate da notevoli rigetti.
Sul substrato calcareo è presente poi, soprattutto lungo le parti medio basse dei versanti, una copertura detritico-piroclastica di ridotto spessore (per lo più inferiore a 5 metri ) costituita da piroclastiti incoerenti o pseudocoerenti (granulometricamente: sabbie e sabbie limose) di accumulo diretto o rimaneggiate, frammiste a detrito calcareo (ciottoli, ghiaie) proveniente dallo smantellamento dei versanti carbonatici. Questi prodotti, che occupano anche le zone sommitali pianeggianti, sono spesso trattenuti da caratteristici muri a secco (“macere”), aventi lo scopo di delimitare dei terrazzamenti antropici sede di coltivazioni agrumicole (limoni).

La successione stratigrafica è infine completata dalla presenza di depositi alluvionali e di spiaggia, attuali, formati da ghiaie e sabbie di colore grigio scuro.

Fig. 6. Sezione geologica A-A’. Per il significato dei simboli si veda la figura 5.

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5. ASSETTO MORFOSTRUTTURALE DI DETTAGLIO E MODELLI DI ROTTURA

Ad Est e ad Ovest dell’abitato si sviluppano ripidi ed alti versanti, spesso con pareti subverticali o aggettanti (figg. 3 e 8), costituiti da calcari dolomitici e calciruditi in strati e banchi.

Fig. 7 Schema geomorfologico dell’area di studio. 1: lineazioni tettoniche principali; 2: morfologie vallive impostate su zone cataclastiche; 3:grotte di interstrato; 4: frane da crollo; 5: giaciture dei piani di strato; 6: stazioni di misura per analisi geostrutturali e geomeccaniche.

Il fronte orientale, lungo approssimativamente 320 m ed alto 100 m , presenta un andamento regolare, con direzione NW-SE, coincidente con un piano di faglia la cui direzione di immersione è 210°-220° (Fig. 7).
Il fronte ovest è anch’esso coincidente con un piano di faglia (Fig. 7), orientato secondo la direzione N 20° W, avente azimuth di immersione di circa 70°. L’andamento del versante è qui molto più articolato, rispetto a quello opposto, per la presenza di frequenti ripiani suborizzontali posti a diverse quote e di pareti trasversali secondarie, alte tra 20 e 50 m , che ne interrompono la continuità.

Fig. 8 Dettaglio del costone occidentale. Si osservino la Torre dello Zirro (in alto a sinistra), la grotta di Masaniello (a destra), altre cavità carsiche minori ed i terrazzi colturali al piede delle pareti.

I settori medio – bassi dei versanti, di collegamento tra le pareti ed il fondovalle hanno, specialmente lungo il versante ovest, molti tratti fortemente acclivi (l’angolo medio di inclinazione del pendio è prossimo ai 45°) ed appaiono ricoperti da depositi detriticopiroclastici frequentemente terrazzati mediante muri a gravità in pietrame a secco, per permettere la coltivazione dei limoni (figg. 8, 9 e 10).

Su entrambi i versanti sono stati rilevati i dati di orientazione (azimuth d’immersione -a -ed immersione -b) di 470 giunti stratigrafici e tettonici presenti in stazioni di misura opportunamente ubicate, in base alle caratteristiche geologiche generali dell’area e a considerazioni di tipo logistiche circa l’accessibilità dei luoghi (fig. 4). Sulla base dei dati di orientazione sono stati riconosciuti numerosi sistemi di discontinuità riferibili, a seconda della tipologia, a piani di strato, faglie (a luoghi con evidenti segni di trascorrenza) e giunti tettonici, la maggior parte dei quali può essere raggruppata in famiglie, mentre una parte minore risulta distribuita casualmente. La stratificazione, con immersione generale verso sud e sud est, rappresenta il sistema più persistente.

Fig. 9. Dettaglio del versante occidentale ove si evidenziano i terrazzi colturali al piede della parete rocciosa ed un enorme blocco separato dalla roccia retrostante da un giunto aperto (si veda anche la fig. 10).

Fig. 10 Sezione geologica B-B’ (per l’ubicazione si veda la figura 5). 1: depositi detritico-piroclastici; 2 depositi alluvionali; 3: calcari dolomitici; 4: faglie.

I principali sistemi tettonici hanno direzione NW-SE e NE–SW o, subordinatamente, all’incirca E -W e contribuiscono a ribassare verso mare le principali balze calcaree di questo settore della Penisola sorrentino -amalfitana. Un altro importante sistema, legato alla faglia lungo la quale si imposta il T. Dragone, ha invece direzione N-S.
Molte fratture appartenenti a questi ultimi sistemi, e rilevabili a scala medio piccola, presentano piani subverticali e contribuiscono ad isolare volumi rocciosi di forma trapezoidale e colonnare, sovente di notevoli dimensioni (località Castello, zona posta ad est della Torre dello Zirro, costone orientale nell'area sovrincombente la Chiesa parrocchiale, zona sovrincombente la strada statale amalfitana, in località Castiglione di Ravello).
Le orientazioni delle discontinuità di ogni parete sono state rappresentate su reticoli stereografici equatoriali secondo Muller (figure 11A e 11B), identificando i sistemi principali. Anch'essi, successivamente, sono stati rappresentati su stereogrammi usando la proiezione sull’emisfero inferiore (figure 12A e 12B). L'esame delle isodense e delle ciclografiche, rappresentate nelle figure 11 e 12 (si veda anche tabella 1), porta alle seguenti conclusioni:

(a) il sistema dei piani di strato (S) è debolmente inclinato ed ha direzione di immersione verso SE. Esso presenta una rotazione relativa di 30-35°, passando dal versante orientale (dove gli strati presentano valori di a di circa 130°) a quello occidentale (dove a è pari mediamente a circa 166°);

(b) i sistemi K2E (rilevato lungo la parete est), K3W e K4W (rilevati lungo la parete ovest), mostrano azimuth di immersione molto simili (circa 210°); analogamente, i sistemi K5E e K2W, rilevati rispettivamente lungo la parete est e lungo quella ovest, mostrano azimuth di immersione molto simili (approssimativamente 240°); tra le direzioni dei gruppi di sistemi omologhi presenti sulle due pareti (con direzione N30°W e N60°W, rispettivamente) si registra una differenza angolare di circa 30°;

(c) sulla parete est i piani medi dei set di giunti K2E, K3E e K5E (fig. 12A) individuano cunei fortemente inclinati verso il basso, con angoli compresi tra 75° e 80°; i piani di strato sono orientati obliquamente rispetto alla parete ed hanno una spaziatura media di 0,8- 1,0 m . Essi contribuiscono ad isolare i suddetti cunei alla sommità e alla base. A causa della persistenza di questi caratteri strutturali l’intera parete mostra frequenti indentazioni sotto forma di angoli diedri coincidenti con vecchie nicchie di distacco di blocchi;

Fig. 11. Isodense dei punti rappresentativi dei giunti rilevati lungo le pareti nell’area di studio. Reticoli stereografici equatoriali (proiezione sull’emisfero inferiore).
A: parete est; B: parete ovest.

(d) sulla parete ovest (a = 70°, b non è univocamente definibile), le intersezioni dei set di giunti K1W-K3W e K1W -K4W (fig. 12B) individuano cunei con minore probabilità di distacco, a causa della loro bassa o media pendenza. Inoltre i valori degli azimuth di immersione delle suddette linee di intersezione divergono di circa 70° dall’azimuth di immersione della scarpata stessa (tavola 1). Fa eccezione l’intersezione dei set di giunti K1 W -K5W, perché individua cunei fortemente inclinati e perciò con una maggiore probabilità di distacco. Su questa parete, inoltre, si possiamo individuare numerose scarpate secondarie, quasi ortogonali alla parete principale, spesso coincidenti con le faglie principali e con i giunti appartenenti al sistema K5W (figg. 7 e 12B). Lungo queste scarpate secondarie, si riscontrano diverse superfici, con inclinazione alquanto variabile, coincidenti con piani di strato del sistema SW che rendono cinematicamente possibili fenomeni di scivolamento planare.

Fig. 12. Proiezioni ciclografiche dei piani medi rappresentativi dei set di giunti riportati in Tabella 1. Reticoli stereografici equatoriali (proiezione sull’emisfero inferiore). S: polo del piano medio rappresentativo della stratificazione; Kn: polo del piano medio rappresentativo di un sistema di giunti.
A: parete est; B parete ovest.

Lo schema morfostrutturale delle due pareti è infine completato dalla presenza di grandi cavità di interstrato formatesi in corrispondenza di giunti principali e di fasce cataclastiche, per effetto di dissoluzione carsica dell’ammas so roccioso. In particolare il rilevamento strutturale della parete occidentale ha permesso di evidenziare che la cosiddetta Grotta di Masaniello (fig. 8) si è formata all’intersezione di fratture appartenenti ai sistemi K2W, K3W e SW a cui si associano diversi, importanti giunti random (non riferibili ai set individuati), inclinati verso la parete stessa.

Set di giunti	Azimut di	Immersione	Distacchi di
	immersione		cunei
	(°)	(°)
			Intersezione	Linea di
			di set di	intersezione
			giunti
				Trend (°)	Plunge (°)
Versante est
SE	130	16	K2E-K3E	161	75
K1E	025	64	K2E-K5E	173	78
K2E	210	80	K3E-K5E	169	75
K3E	163	75
K4E	006	72
K5E	240	85
Versante
ovest
SW	166	15	K1W-K5W	92	83
K1W	052	85	K1W-K3W	130	68
K2W	238	74	K1W-K$W	139	28
K3W	206	84
K4W	208	54
K5W	146	85

Tabella 1: set di giunti rilevati sulle due pareti e loro possibili intersezioni che favoriscono crolli di cunei.

6. VALUTAZIONE DELLO STATO DI FRATTURAZIONE DELL’AMMASSO

La valutazione dello stato di fratturazione, in termini di frequenza, persistenza, orientazione e condizioni dei giunti, rappresenta un aspetto fondamentale della Meccanica delle rocce poiché influenza la forma e il volume dei blocchi di un ammasso roccioso e la sua resistenza meccanica (resistenza alla compressione e al taglio, modulo di deformazione ecc.).
Il grado di fratturazione viene valutato, sugli affioramenti, in termini di numero di giunti per unità di lunghezza o per unità di superficie, lungo linee di scansione o, per le carote estratte da fori di sondaggio, calcolando il Rock Quality Designation RQD (Deere, 1963). Il numero di giunti per unità di volume Jv può essere ricavato dal parametro RQD, al quale è legato dalla relazione (Palmström, 1975):

RQD = 115 – 3.3 Jv. [1]

Allorquando la roccia è debole, risulta difficile ottenere una misura affidabile della frequenza dei giunti dalle carote di sondaggio, poiché le stesse operazioni di perforazione e recupero delle carote, oltre al detensionamento dell’ammasso, possono a umentare il numero di fratture. Sono state proposte (Sjögren e Altri, 1979; Palmström, 1995) due relazioni iperboliche che permettono di ottenere, rispettivamente, la frequenza unidimensionale dei giunti (Nl) e l’RQD dell’ammasso roccioso, utilizzando le v elocità di propagazione delle onde sismiche longitudinali (v) ricavate da prospezioni sismiche a rifrazione. Le relazioni sono le seguenti:

Nl = (V_n– v) / (V_{n
*} v _* k_s) [2]

RQD = (V_q- v) / (V_{q
*} v_* k_q) [3]

In esse V_n rappresenta la velocità delle onde longitudinali nella roccia integra, V_q è la velocità delle onde longitudinali nell’ammasso roccioso con RQD = 0, k_s e k_q sono parametri che tengono conto delle effettive condizioni dell’ammasso roccioso in esame. I parametri V_n e k_s dell’equaz ione [2] possono essere determinati, utilizzando due coppie di dati (v, Nl) determinati in sito, mediante le relazioni:

V_n= [v_{1 *} v₂(Nl₂–Nl₁) ] / [Nl_{2
*} v₂-Nl_{1 *} v₁] [4]

k_s= 1/ Nl₁(1/ v₁-1/ V_n) [5]

dove Nl₁, v₁e Nl₂, v₂sono i valori corrispondenti di frequenza unidimensionale dei giunti (giunti/m) e velocità di propagazione delle onde P. Con analoga procedura, possono essere ricavate le costanti k_q V_q nell’equazione [3].
Il metodo basato sull’equazione [2] può essere usato, una volta note almeno due coppie di dati (v, Nl). Tale equazione fornisce risultati affidabili (Palmström, 1995) poiché, per come sono state ricavate, le costanti utilizzate tengono conto delle condizioni di sito, quali eventuali apertura dei giunti o riempimenti. Una volta ottenuto Nl, può essere calcolato il numero di giunti per unità di volume (Jv) mediante l’equazione:

Jv = kl _*Nl , [6]

sebbene il coefficiente di proporzionalità kl possa variare notevolmente, essendoci una scarsa correlazione tra Nl e Jv (fig. 13).
Analogamente all’equazione [2], l’equazione [3] permette di calcolare l’RQD dell’ammasso roccioso una volta determinati i valori delle costanti k_q e Vq.
In tal modo, una volta ricavati i parametri suddetti su un limitato volume di roccia in un dato sito, è possibile determinare lo stato di fratturazione dell’ammasso roccioso in zone circostanti, che presentino le stesse caratteristiche geologiche e litologiche, purché si disponga dei dati di velocità delle onde sismiche. Il metodo va comunque utilizzato con attenzione, considerato che variazioni nelle caratteristiche fisiche e mineralogiche degli ammassi rocciosi, come condizioni di stress e di alterazione, possono influenzare i valori di velocità delle onde registrati in ammassi con lo stesso grado di fratturazione.

Fig. 13 Variazione del coefficiente angolare della retta di correlazione Jv=kl*Nl

Nell’area di Atrani è stato possibile ricavare i parametri k_s, V_n, k_q e Vq utilizzando i valori di Nl e RQD, ottenuti da un attento esame delle carote estratte da fori di sondaggio effettuati per la redazione del Piano Regolatore Generale del Comune. Inoltre, si disponeva dei valori delle velocità di propagazione delle onde sismiche longitudinali (P) e trasversali (S), ottenuti mediante prospezioni down-hole negli stessi fori di sondaggio (Fig. 14).
Sebbene si sia riscontrata una certa dispersione dei punti sperimentali (fig. 15), le numerose coppie sperimentali (v, Nl) e (v, RQD) ottenute, hanno permesso di ricavare i parametri delle curve di correlazione Nl -(v) e RQD -(v) mediante il metodo della regressione. L’uso delle prospezioni sismiche in foro, a differenza della sismica a rifrazione, ha consentito inoltre di disporre anche dei valori di velocità di propagazione in zone più fratturate, quali zone di faglia, in cui l’ammasso roccioso ha un comportamento meno rigido, poste al di sotto di zone meno fratturate e quindi più rigide.

Fig. 14 Colonne stratigrafiche di alcuni sondaggi (per i simboli si veda la Fig. 5) e le relative registrazioni di RQD, frequenza unidimensionale dei giunti e velocità delle onde sismiche longitudinali.

7. I FENOMENI DI CROLLO

Le principali testimonianze geomorfologiche di numerosi crolli avvenuti in passato, sono state rilevate in numerose zone dell’area di studio. Tali frane hanno coinvolto di solito massi di volume modesto, raramente maggiore di 0.5 m³ , e sono riconoscibili lungo il versante orientale (in località Torre Civita); i punti d’arresto dei massi in tutti questi casi sono localizzati sul primo terrazzo al piede della parete.
In base ad osservazioni e misure in sito, a fotografie ed a testimonianze, è stato possibile ubicare le nicchie di distacco e ricostruire, in dettaglio, la dinamica di alcuni crolli (punti di impatto e di arresto) al fine di tracciare le possibili traiettorie seguite dai massi coinvolti in due importanti episodi.
Il primo fenomeno studiato è avvenuto nel 1991, lungo la parete occidentale sovrastante l’abitato ed ha coinvolto un masso di forma poliedrica allungata, del volume di circa 1,4 m³ e peso stimato in 3,65 t, che è caduto da una quota di circa 100 m s.l.m. Sulla base delle tracce di impatto, ancora osservabili sul pendio, e del punto di arresto, ne è stata ricostruita la traiettoria. La nicchia di distacco, visibile sulla scarpata (pendenza media di circa 80°), è definita dall’intersezione di almeno due giunti le cui giaciture sono tali da determinare un’inclinazione della linea di intersezione pari a circa 60 -65°. La presenza di talune asperità morfologiche lungo il percorso (in particolare un piccolo ripiano a quota 80 m s.l.m.), ha influenzato la prima parte della traiettoria interrompendo il tratto parabolico di caduta libera. La distanza orizzontale complessivamente percorsa, dal punto di distacco al punto di arresto, è calcolata pari a circa 20 m . Il masso ha seguito un’iniziale tragitto in caduta libera con impatti secondari su piccole asperità morfologiche della parete. Successivamente ha rimbalzato, superando due terrazzi coltivati e si è arrestato al bordo di un terzo terrazzo alla quota di circa 45 m s.l.m.. Durante la sua caduta di circa 50 m , il masso ha distrutto parzialmente una struttura metallica.

Fig. 16 Blocco risultante da una frana verificatasi lungo il versante occidentale. Si notino gli alberi abbattuti a seguito dell’impatto.

Il secondo crollo studiato, risalente al 1986, è avvenuto in corrispondenza del ciglio della parete situata circa 80 m a nord della Torre dello Zirro. Tale parete è quasi verticale e risulta a luoghi aggettante, soprattutto nella parte bassa, a causa della dissoluzione carsica. Le tracce rilevate consentono di stabilire che, dopo uno scivolamento iniziale, il blocco ha avuto una caduta libera, per un’altezza di circa 20 m , ed ha raggiunto la velocità massima, stimabile in circa 20 m/s, in corrispondenza dell’impatto principale su un’ampia superficie di morfoselezione, al piede della parete. Su tale superficie, ampia circa 15 m e coperta di detrito di falda, il blocco si è frantumato suddividendosi in vari frammenti arrestati da alberi di medio fusto, presenti nelle immediate vicinanze del punto di impatto (fig. 16).

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7.1 Analisi a ritroso dei crolli

Per determinare gli appropriati valori dei parametri meccanici dei materiali costituenti le scarpate che hanno controllato l’evoluzione dei crolli e per ricostruire, anche nella loro componente verticale, le traiettorie dei blocchi, sono state eseguite diverse analisi sui due fenomeni sopra descritti, usando il programma software “ ROCKFALL” (fig. 17) sviluppato da Hoek (Hoek, 1987).
Il programma, che comprende una subroutine per l’analisi probabilistica, secondo il metodo Montecarlo, della propagazione dei blocchi, richiede in input i seguenti dati:

• il profilo del pendio suddiviso in segmenti elementari;

• le componenti della velocità iniziale del masso in caduta;

• l’angolo d’attrito sul piano di distacco (per lo scivolamento planare);

• il valore medio e la deviazione standard per entrambi i coefficienti di restituzione, tangenziale (e_t) e normale (e_n), relativi a ciascun segmento elementare;

• il numero di cicli richiesto per ciascuna analisi.

L’output consiste in una rappresentazione grafica di:

• il tracciato delle traiettorie dei blocchi per ciascun set di simulazioni secondo il metodo Montecarlo;

• un istogramma distanza-frequenza che rappresenta il numero di blocchi
corrispondente alla distanza raggiunta.

In tale programma, i parametri cinematici che hanno la maggiore influenza sui risultati sono i coefficienti di restituzione normale (e_n) e tangenziale (e_t). Assumendo un modello di urto parzialmente anelastico, tali coefficienti permettono di calcolare le componenti normale e tangenziale della velocità di rimbalzo, partendo da una velocità iniziale di impatto sulla superficie del pendio.

Fig. 17 Analisi a ritroso di una delle frane del versante ovest secondo il metodo di Hoek. N: numero di traiettorie esaminate; dp: depositi detritico-piroclastici; cd: calcari dolomitici.

Non esistendo valori sperimentali dei suddetti coefficienti per il sito in esame, si è fatto riferimento in un primo momento ai valori ricavati sperimentalmente in una cava di calcari a Castellammare di Stabia. Qui le prove sono state eseguite registrando la caduta libera di massi all’uopo lanciati e i successivi rimbalzi su roccia e sul deposito detritico al piede delle pareti (Urciuoli, 1988; Budetta e De Riso, 1988). I valori dei coefficienti di restituzione en ed et ottenuti (0.20 e 0.53, rispettivamente) sono inferiori a quelli mediamente riportati in letteratura (Richards, 1988), ma sono in accordo con le proprietà meccaniche ottenute per gli ammassi rocciosi analizzati (50 < s_c< 100 MPa e rapporto E50%/s_c > 500) (Urciuoli, 1988).
Le back analyses per i crolli di Atrani, eseguite utilizzando, per i calcari dolomitici, i parametri cinematici su indicati, hanno permesso di ricavare anche gli analoghi coefficienti e_n ed e_t (pari rispettivamente a 0.10 e 0.20) validi per i depositi piroclastici rimaneggiati dei terrazzamenti antropici posti alla base delle scarpate. Questi valori sono confrontabili con quelli ottenuti da altri autori per depositi detritici prossimi all’area di studio (Urciuoli, 1988) e sono stati pertanto ritenuti sufficientemente attendibili.

Per verificare i risultati ottenuti e per evidenziare ulteriormente il ruolo giocato dai terrazzamenti nel modificare altezze dei rimbalzi, velocità e punto di arresto della traiettoria, si è ritenuto utile usare anche un altro programma di calcolo (Paronuzzi, 1987, 1989). Diversamente dal programma di Hoek, questo programma fornisce le velocità di impatto e di rimbalzo nei diversi punti della traiettoria.

Fig. 18. Rappresentazione grafica dell’analisi probabilistica delle traiettorie mediante il metodo di Paronuzzi. I profili tracciati sono relativi a situazioni morfologiche e topografiche riscontrate lungo i pendii dell’area di Atrani. A: analisi relativa ad un pendio naturale; B: analisi relativa ad un pendio terrazzato. N: numero di traiettorie esaminate; 1: inviluppo delle massime altezze delle traiettorie dei blocchi; 2: traiettoria del blocco che ha raggiunto la massima distanza; 3: inviluppo delle massime velocità; 4: distribuzione in frequenza dei blocchi che si arrestano ad una determinata distanza dal punto di distacco; 5: geometria del pendio.

Il programma richiede in input i seguenti dati:

• coordinate del profilo del pendio;

• caratteristiche litologiche del pendio;

• caratteristiche del rimbalzo in relazione ai valori del coefficiente di restituzione e;

• tipo di movimento (scorrimento traslativo, caduta libera io rimbalzo, rotolamento);

• angoli di attrito di scivolamento e rotolamento;

• condizioni di movimento (punto di distacco, velocità iniziale del primo tratto in caduta libera e angolo di proiezione iniziale).

I risultati in uscita sono sia in forma grafica che numerica e consistono in:

• rappresentazione della traiettoria del masso;

• angoli e velocità di impatto e di rimbalzo;

• punto di arresto del masso.

Tale metodo assume un unico coefficiente di restituzione per ogni materiale e i risultati della simulazione sono condizionati in modo rilevante dall’angolo di incidenza (_) dei vari segmenti della traiettoria. Utilizzando un metodo probabilistico, entrambi i parametri e ed _ vanno considerati variabili stocastiche indipendenti i cui valori variano in modo continuo in un determinato intervallo e la funzione di densità di probabilità per tali valori, secondo Chowdhury (1987), deve essere considerata una “distribuzione beta” (Paronuzzi, 1989).
Il metodo proposto, con la sua formulazione di tipo statistico, è stato applicato a due sezioni (fig. 18) che sono state considerate sufficientemente rappresentative delle più frequenti condizioni morfologiche e topografiche dell’area di Atrani . È stato eseguito un numero totale di 100 simulazioni ipotizzando che il movimento consiste in una caduta libera, una serie di rimbalzi e rotolamenti.

Dalla comparazione dei risultati ottenuti per le due sezioni sono state fatte le seguenti deduzioni:

a) la presenza dei terrazzi produce rimbalzi più alti lungo le traiettorie ma, d’altra parte, riduce rapidamente la velocità media di traslazione lungo il pendio;

b) mentre tutti i blocchi raggiungono il piede di un pendio privo di terrazzamenti ed i loro punti di arresto dipendono dalla velocità media di traslazione, circa il 64% delle traiettorie sul pendio terrazzato terminano in corrispondenza dei primi due terrazzi, il 31% raggiunge il terzo e il quarto terrazzo e solo il 5% delle traiettorie termina alla base del pendio.

Sebbene i due metodi di analisi delle traiettorie presentino differenze dal punto di vista metodologico e statistico, essi forniscono risultati che sono in sufficiente accordo, specialmente nell’identificare la maggior parte dei punti di arresto dei massi in corrispondenza dei terrazzi più vicini alla base della parete.

8. PERIMETRAZIONE DELLE AREE A RISCHIO

I modelli di rottura dei versanti e i parametri dedotti dalle back analyses, hanno permesso di prevedere in modo attendibile la cinematica di possibili, futuri crolli. Pertanto si è ritenuto utile redigere una mappa delle aree di possibile invasione, nell’intero fondovalle, in base alla quale valutare in futuro gli interventi più adeguati e per fornire un supporto alla pianificazione urbanistica.

Fig. 19 Tracce dei profili topografici lungo cui sono state calcolate le traiettorie (1) e aree di invasione dei blocchi (2) risultanti dalle elaborazioni.

A tale scopo sono stati tracciati, con adeguato dettaglio ed utilizzando oltre ad un rilievo aerofotogrammetrico alla scala 1:1000 anche documentazione fotografica e misure dirette di campagna, 14 profili trasversali del versante orientale e 19 di quello occidentale. Questi profili sono stati tracciati in corrispondenza delle zone a maggior suscettibilità da crollo, a causa di situazioni morfostrutturali sfavorevoli e della presenza di abitazioni prossime alla base delle scarpate.
Utilizzando il programma “ ROCKFALL” di Hoek, sono stati identificati statisticamente i punti di arresto più distanti per ciascun profilo, ipotizzando un iniziale scorrimento planare lungo il primo segmento elementare della scarpata, un tratto in caduta libera, un impatto principale alla base della parete, seguito da rimbalzi secondari e rotolamenti fino al punto di arresto.
Nelle simulazioni delle traiettorie dei blocchi (approssimativamente, in numero di 6600) non sono stati considerati possibili impatti contro i muri a secco dei terrazzi. Poiché essi sono realizzati con frammenti sfaccettati di calcare dolomitico, potrebbero generare rimbalzi tali da permettere ai blocchi il raggiungimento di punti di arresto più avanzati. Tuttavia, essendo un muro un elemento lineare di spessore estremamente piccolo rispetto alla lunghezza della traiettoria di un masso, la probabilità di impatto su di esso è stata ritenuta sufficientemente bassa.

Le coordinate dei punti di arresto più avanzati, ricavate nel corso delle simulazioni, sono riportate in carta al fine di perimetrare le aree maggiormente esposte ad invasione (fig. 19). L’ampiezza media dell’area al piede del versante orientale è valutabile in circa 20 m con un valore massimo di circa 35 m . Per la presenza, in quest’area, di alcune abitazioni private e di una chiesa di rilevante pregio architettonico (“S. Maria del bando”), il livello del rischio è da considerarsi particolarmente alto. L’area d’invasione al piede del versante occidentale è invece leggermente più ampia a causa della maggiore altezza della parete e della presenza di numerose asperità morfologiche, lungo la stessa, che possono portare a rimbalzi più tesi e traiettorie più lunghe. Essendo tuttavia il centro abitato alquanto lontano dal piede della scarpata, il rischio è limitato a quella parte dell’abitato situata immediatamente al di sotto della Torre dello Zirro ( 185 m s.l.m.).
Nella maggior parte delle simulazioni relative a pendii con zone terrazzate al piede, si è notato che per i primi due o tre terrazzi la probabilità di invasione da parte di massi, e pertanto il livello di pericolosità, è maggiore rispetto ai terrazzi più bassi.
In generale, l’ampiezza delle aree di invasione dipende da una serie di fattori morfologici come il punto di distacco dalla parete, la presenza di asperità sulla scarpata e soprattutto la presenza, il numero e l’ampiezza dei terrazzamenti coltivati al piede delle scarpate. Questi ultimi rappresentano senza dubbio il più significativo fattore di riduzione dell’ampiezza delle aree d’invasione sia a causa della presenza di una vegetazione arborea piuttosto fitta che per effetto della lavorazione del terreno agrario che lo rende più soffice, riducendone quindi i valori dei coefficienti di restituzione all’urto.

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9. TIPOLOGIE D’INTERVENTO PER LA MITIGAZIONE DEL RISCHIO

Alla luce di quanto sin qui esposto, è sembrato utile delineare ed individuare, anche se in maniera del tutto preliminare ed interlocutoria, le possibili tipologie di intervento per la riduzione della pericolosità da frana lungo i costoni e quindi, in definitiva, per la mitigazione del rischio. Naturalmente, il corretto dimensionamento delle opere di difesa esula dagli obiettivi della presente Relazione e potrà formare oggetto di approfondimento, solo a seguito di studi geomeccanici di maggior dettaglio.
Pur con tali limitazioni e tenuto conto del quadro geostrutturale e geognostico sin qui delineato, è possibile individuare, a grandi linee, le seguenti tipologie di interventi ritenute più idonee.

a) Interventi attivi: mediante chiodature d’ancoraggio opportunamente spaziate e disposte su più file, costituite da barre d’acciai o integralmente connesse alla roccia, previa cementazione mediante miscele cementizie. Ove lo si ritenesse opportuno, le teste dei chiodi potranno essere collegate con idonei cordoli in c.a.

b) Interventi passivi: mediante reti con funi in aderenza e barriere paramassi. Le reti, costituite da filo d’acciaio zincato con maglie poligonali a doppia torsione, saranno del tipo rinforzato mediante funi di armatura opportunamente ancorate. Le barriere paramassi, invece, saranno del tipo ad elevato assorbimento d’e nergia, dimensionate ed ubicate al fine di arrestare eventuali massi in caduta libera.

Per quanto riguarda il costone orientale, ove lo spazio disponibile tra le abitazioni ed il piede delle pareti è decisamente più ridotto, sarà preferibile intervenire con chiodature e reti in aderenza. Queste tipologie di opere andranno ad interessare aree limitrofe a quella già bonificata, alcuni anni addietro dalla Regione Campania, ed immediatamente sottostante la località Torre Civita.
Ai piedi del costone occidentale, invece, ove prevale una tipologia di versante del tipo “parete verticale – pendio al piede terrazzato” e dove in generale le case sono più distanti dalle potenziali aree sorgenti, si potranno preferire interventi con reti ancorate e barriere paramassi. Queste ultime, opportunamente dimensionate ed ubicate, hanno il vantaggio di un minor impatto visivo, una volta ricostituitasi la vegetazione locale.

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10. CONCLUSIONI

Lo studio ha evidenziato la stretta dipendenza dei fenomeni di crollo nell’abitato di Atrani dalle caratteristiche morfologiche del territorio, a loro volta derivanti dalle complesse vicende tettoniche che hanno interessato l’area. Lo studio della fratturazione e delle proprietà geomeccaniche degli ammassi e dei terreni affioranti ha permesso di ricavare i valori più idonei dei coefficienti di restituzione all’urto da utilizzarsi nello studio delle traiettorie e di proporre una perimetrazione delle aree di invasione di massi al piede delle scarpate. Tale mappa può fornire un valido supporto sia alla progettazione di interventi per la mitigazione del rischio e al dimensionamento di difese attive e passive, che alla pianificazione urbanistica.

Nell’ambito dello studio dei crolli è emerso l’importante ruolo svolto dalle superfici terrazzate nel ridurre l’estensione delle aree esposte a fenomeni d’invasione. Si ritiene tuttavia possibile affinare ulteriormente la mappatura di tali aree, utilizzando un rilievo plano – altimetrico di maggior dettaglio e programmi di calcolo capaci di gestire un modello digitale del terreno anziché il semplice profilo bidimensionale.

Lo studio ha infine permesso di calcolare curve di correlazione tra la velocità di propagazione delle onde sismiche longitudinali (v) e la frequenza unidimensionale dei giunti (Nl) e tra v e l’RQD che consentiranno di valutare, anche mediante prospezioni sismiche a rifrazione, i parametri geomeccanici Nl ed RQD degli ammassi rocciosi in altre aree del territorio comunale. I risultati del metodo vanno comunque trattati con cautela giacché possono aversi notevoli variazioni nelle caratteristiche fisiche e mineralogiche degli ammassi rocciosi, così come condizioni di stress e di alterazione, che possono influenzare i valori di velocità registrati in rocce con lo stesso grado di fratturazione.

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