Il consolidamento della rupe e delle pendici di Civita di Bagnoregio: indagini pregresse e proposte di intervento

Parte I

1. Introduzione

2. Indagini geologiche

    2.1. Inquadramento geologico generale

    2.2. La serie del complesso vulcanico di Bolsena – Orvieto

    2.3. La Serie di Civita di Bagnoregio

3. Indagini geomorfologiche

    3.1. Inquadramento geomorfologico

    3.2. Inventario dei fenomeni franosi ed analisi della franosità storica

        3.2.1 Evoluzione morfologica in tempi storici

        3.2.2. Fenomeni franosi recenti

    3.3. Distribuzione dei fenomeni di dissesto

    3.4  Processi geomorfologico

4. Indagini sui meccanismi d’innesco dei fenomeni franosi

5. Sistema di monitoraggio

    5.1. Sistema di monitoraggio 1992-2001

    5.2. Sistema di monitoraggio 2002

6. Indagini geotecniche

    6.1. Descrizione delle campagne geognostiche

    6.2. Determinazione delle caratteristiche fisiche

    6.3. Determinazione delle caratteristiche meccaniche

    6.4. Caratteristiche fisiche e meccaniche dell’argilla di base

    6.5. Comportamento delle argille sovraconsolidate

Allegati

 

Indice Civita di Bagnoregio

 

1.  Introduzione

L’abitato di Civita di Bagnoregio è situato su un rilievo a quota 443 m . s.l.m. in una zona collinare del Lazio settentrionale in provincia di Viterbo. L’area è caratterizzata da un reticolo idrografico profondamente inciso che ha isolato numerosi rilievi dai versanti piuttosto acclivi. L’antica rocca di età medievale è collegata al più moderno abitato di Bagnoregio da una stretta sella morfologica i cui versanti sono interessati da frequenti movimenti franosi (Fig. 1). Circondata dalle valli dei fossi di Lubriano e Torbido e dagli abitati di Vetriolo e Civitella d’Agliano a Sud e di Lubriano a Nord, Civita è compresa all’interno di un territorio estesamente interessato da fenomeni erosivi di tipo calanchivo.

Fig. 1 - Panoramica del ponte di collegamento tra Bagnoregio e Civita

Le frane, che interessano la parte periferica dell'intero colle di Civita, hanno prodotto nel tempo una graduale riduzione della superficie del suo abitato a causa dei numerosi distacchi di roccia e di  colate  che si sono verificati lungo i versanti argillosi. I fenomeni più recenti e di maggior rilievo, che hanno interessato il lato Nord della rupe, risalgono al Settembre 1993 e al Dicembre 1996. Dai rilievi periodici effettuati sul bordo della scarpata, il dissesto sembra evolversi con notevole celerità e gli effetti più immediati di questa situazione sono rappresentati dalla continua riduzione della superficie dell’abitato di Civita, dalla presenza di grosse lesioni che interessano alcune abitazioni ubicate in prossimità del bordo della scarpata tufacea e da alcune depressioni imputabili al crollo di alcune cavità artificiali presenti nel sottosuolo di Civita.  
I versanti non interessati da fenomeni d'instabilità sono coperti principalmente da formazioni boschive, e in maniera minore da vegetazione arbustiva o semplicemente erbacea.

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2.  Indagini geologiche

L’analisi geologica, oltre a mirare ad una ricostruzione dell’evoluzione paleogeografia dell’area, è indirizzata principalmente alla definizione delle unità litologiche presenti in affioramento e nel sottosuolo e alla realizzazione di una cartografia di dettaglio.
Lo studio è stato condotto, in primo luogo, consultando la letteratura e le relazioni delle indagini precedentemente effettuate nell’area e, successivamente, attraverso una campagna di rilevamento mirata a dettagliare i dati di letteratura (vedi allegato 1)

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2.1. Inquadramento geologico generale

L’area posta fra l’abitato di Bagnoregio, Civita e Lubriano, fa parte del foglio n.137 “Viterbo” della Carta Geologica d’Italia scala 1:100.000. Dal punto di vista geologico l’area risulta caratterizzata dalla presenza di formazioni relative a tre diversi ambienti: il vulcanico (tufi stratificati, Ignimbriti ed in misura minore da lave), il sedimentario marino nella parte restante dell’area ed il sedimentario continentale (detriti e coltri di frana). 
L’attuale configurazione geologica e litologica è la conseguenza dei complessi eventi geodinamici che hanno coinvolto tutta l’area dell’Appennino centrale. Al sollevamento della catena appenninica del Miocene superiore fa seguito nel Pliocene inferiore una fase distensiva determinata dall’apertura di un vastissimo bacino riferibile all’attuale Tirreno, con la formazione di una serie di strutture tipo “horst” e “graben” ad andamento prevalentemente appenninico (NW-SE).  Le grandi dislocazioni verticali che disarticolano l’area sono individuabili nelle ampie depressioni dei bacini Paglia-Tevere ad Est e di Siena- Radiocofani ad Ovest (Bertini et Alii, 1971).

In questo fase a causa di una serie di cicli trasgressivi e regressivi, si ha la sedimentazione di enormi coltri di sedimenti marini ed in parte continentali (fino a 2000 m . nella zona centrale del bacino di Radicofani  nel Pliocene inf.), derivanti allo smantellamento della catena Appenninica in formazione. Nel  Pliocene  medio e superiore, lungo l’asse di un graben principale con direzione NNW-SSE, limitato ad W dai Monti della Tolfa ed a Est dalle pendice occidentali dell’Appennino, si ha il sollevamento e l’emersione di una dorsale e la conseguente regressione del lembo di mare pliocenico. Questo sollevamento diventa massimo nel Pleistocene medio ed è seguito da una fase tettonica di collasso con formazione di una serie di faglie distensive lungo le quali si imposta un’intensa attività vulcanica  con il riempimento di parte dei bacini salmastri residui interni  e la creazione di ambienti di deposizione di tipo fluviale e fluviolacustre. Questa interessa in una prima fase l’attuale Toscana e successivamente la fascia tirrenica laziale ( De Rita et Alii, 1983).
Nel tardo Pleistocene si interrompe il ciclo vulcanico cui segue la messa in posto di sedimenti continentali di tipo conglomeratico (De Rita 1992).

L’attività vulcanica del Lazio Settentrionale

I prodotti vulcanici presenti nell’area appartengono a tre complessi vulcanici che si distinguono tra loro per età e per le caratteristiche petrografiche dei prodotti emessi.

 

Apparato Cimino

Rappresenta il complesso più antico tra questi apparati (1.3 – 0.9 MA) ed è successivo alle argille plioceniche marine. La sua attività si sviluppa inizialmente con l’emissione di prodotti ignimbritici (peperino di Viterbo), cui segue la messa in posto di magmi molto viscosi (duomi) ed infine si conclude con  l’emissione di lave trachitiche. I suoi prodotti sono stati ricoperti quasi completamente da quelli dell’apparato di Vico. che ha avuto.

 

Apparato Vicano;

E’ il più recente dei tre apparati (0.8 – 0.09 MA) ed è stato caratterizzato da un un ciclo prevalentemente esplosivo ricoprendo con i suoi prodotti buona parte dei colli Cimini (De Rita, 1992). Il suo apparato vulcanico coincide con il lago di Vico, la cui morfologia attuale è determinata soprattutto dallo sprofondamento della caldera della parte centrale dell’antico edificio.

 

Apparato Vulsino

E’ il più settentrionale ed ha età intermedia tra gli altri due.  I prodotti della sua attività, principalmente di natura esplosiva, hanno interessato l’area di Civita di Bagnoregio. Da alcuni Autori (Trigila et Alii, 1992), l’attività dell’apparato Vulsino viene divisa in quattro complessi vulcanici:

 

a.   Complesso  del Paleovulsino

Rappresenta probabilmente il primo centro di emissione i cui  prodotti più antichi (colate laviche, piroclastici, ignimbriti) sono presenti a Est ed a Sud dell’attuale conca lacustre di Bolsena. 

 

b.   Complesso vulcanico di Montefiascone

Comprende una piccola depressione calderica  di diametro di circa 2.5 km ed è posto al margine sud orientale della conca lacustre. I prodotti sono di tipo ignimbritico, di ricaduta ed idromagmatico.

 

c.   Complesso Bolsena – Orvieto

I prodotti maggiormente rappresentati sono costituiti dalla successione piroclastica ed in misura minore da lave e da ignimbriti. Essi si rinvengono nel settore nord orientale del lago di Bolsena.

 

d.   Complesso vulcanico di Latera

Il complesso è ubicato nel settore orientale del lago di Bolsena dove si rinviene un’ampia caldera di circa 80 Km2 all’interno della quale sono presenti manifestazioni geotermiche. I prodotti sono di tipo lavico attribuibili ad una fase di attività di tipo stromboliano.

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2.2. La serie del complesso vulcanico di Bolsena – Orvieto

L’area di Civita di Bagnoregio ricade nel complesso Bolsena – Orvieto la cui serie viene di seguito descritta in modo più approfondito. Nell’area dei Vulsini orientali, facendo riferimento ai caratteri stratigrafici e strutturali, vengono distinte le seguenti fasi ( Faraone et Al., 1988):

a.  Nel periodo antecedente l’inizio dell’ attività vulcanica la zona è stata interessata da un generale sollevamento e da fenomeni erosivi che hanno dato inizio allo smantellamento dei depositi marini pliocenici.

b.  Circa 0.35 MA fa ha inizio un’attività effusiva precalderica relativa a sistemi di faglie che interessano strutture regionali. Sopra le lave si trovano le piroclastici stratificate (tufi stratificati inferiori) caratterizzati da stratificazioni ritmiche prolungate nel tempo che non sono uniformi ma che in alcune aree sono presenti insieme a depositi continentali di tipo fluvio glaciale. I più noti di questi  depositi sono rappresentati dalla serie di  Albornz presso Orvieto (Pialli G. et Al., 1978) che rappresenta uno strato interposto tra il tetto delle argille basali e la piastra tufacea sovrastante.

c.  Eruzioni piroclastiche  con deposizione di grandi spessori di ignimbriti in aree depresse ad Est di Bolsena successive allo sprofondamento della caldera.

d.  Nel tardo Pleistocene si chiude il ciclo vulcanico con l’attività calderica di piccoli coni perifericisi   e la messa in posto di sedimenti continentali conglomeratici (De Rita 1992).

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2.3. La Serie di Civita di Bagnoregio

A Civita di Bagnoregio è assente la serie piroclastica superiore mentre affiora il substrato delle vulcaniti. Procedendo dal basso verso l’alto descriviamo le formazioni affioranti:

Complesso argilloso-sabbioso-conglomeratico (Plio-Pleistocene)

Rappresenta la formazione argillosa e argilloso-sabbiosa di base di origine marina e risulta formata in prevalenza da strati e banchi argilloso-limosi con sottili intercalazioni sabbiose. Il colore del complesso è turchino passante al grigio perla, ma dove le argille sono alterate o secche assumono un colore bianco giallastro. Nella parte sommatale affiora  invece uno spessore di circa 7- 8 m . di sabbie e conglomerati a debole matrice limo argillosa depositatosi durante la chiusura del ciclo marino (Margottini C., 1990). Questo affioramento è ben evidente nel settore orientale e in zone limitate fra Bagnoregio, Civita e Lubriano. Lo spessore complessivo del complesso è stato valutato di circa 300 m ..
Questo complesso, sottostante i tufi, è presente fino alla quota del fondovalle ed è generalmente ricoperto, ad eccezione delle zone denudate dai dissesti, da coltri di alterazione e da accumuli di frana il cui materiale proviene sia dal Complesso stesso che dai tufi soprastanti, inglobando clasti tufacei, anche di notevoli dimensioni.

Tufi stratificati inferiori (Pleistocene medio) 

Rappresenta l’affioramento continentale più antico delle vulcaniti e poggia direttamente sul complesso argilloso sabbioso. Si tratta di tufi molto stratificati dello spessore complessivo di circa 40 m ., debolmente inclinati verso Est, contenente alternanze di prodotti pomiceo-scoriacei assimilabili a terreni sciolti o scarsamente cementati e di livelli cineritici più coerenti. Gli strati tufacei mostrano una  deposizione ritmica e prolungata nel tempo con pause dell’attività vulcanica messa in evidenza dalla presenza  di paleosuoli e da livelli diatomitici.

Tufo litoide a scorie nere (Pleistocene superiore) 

E’ dovuta alla fase eruttiva freato-magmatica ed è costituita da una ignimbrite tefritico-fonolitica dall’aspetto massivo di colore rosso giallastro contenente blocchi di pomici, scorie nere e livelli di pozzolana ed ha uno spessore compreso tra 6 e 20 m . circa (Bagnoregio). Essa ricopre quasi interamente l’intero perimetro di Civita e la sottostante formazione tufacea. La sua messa in posto sembra legata al collasso di una colonna esplosiva ed al successivo scorrimento di flusso anche verso Bagnoregio dove poggia su di un substrato debolmente inclinato verso Est (Faraone, Stoppa, 1988).

Tufi stratificati superiori (Pleistocene) 

Sono tufi leucitico-tefritici costituiti da strati terrosi giallastri, sabbie vulcaniche grigiastre, poimici gialle o avana, sottili alternanze di livelli cineritici e coriacei. Poggiano sull’ignimbrite trachitica e, in caso di sua assenza, sulla serie piroclastica inferiore. La serie ha una potenza media di 20 m . e decresce dal lago di Bolsena  verso Nord ed Est.

Coltri detritiche (Olocene)

Nella parte media e bassa del pendio sono presenti coltri detritiche di spessore variabile costituite da clasti e blocchi di ignimbrite le cui dimensioni variano da qualche cm. fino ad alcuni metri cubi, derivanti da numerose frane di crollo della parete tufacea, talvolta con matrice limo sabbiosa. Nel  corso del tempo, l’azione erosiva degli agenti atmosferici, ha assottigliato la coltre detritica fino alla completa scomparsa.

Una sintesi dei rapporti stratigrafici  tra le formazioni è riportata nella figura 2.

 

                Fig. 2 - Stratigrafia schematica dell’area di Civita (da Margottini et Alii, 1990)

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3. Indagini geomorfologiche

Questa parte dello studio consiste nella ricostruzione dell’evoluzione geomorfologica e nell’individuazione della tipologia e delle caratteristiche geometriche dei fenomeni franosi passati e attivi allo stato attuale, dei parametri predisponenti e degli elementi precursori i fenomeni stessi. L’analisi è stata condotta attraverso una sintesi dei dati presenti in studi e relazioni preesistenti e attraverso una verifica dei dati attraverso una campagna di rilevamento nell’area interessata dai fenomeni franosi.
Il complesso dei dati raccolti fornisce indicazioni sulla distribuzione spaziale delle aree maggiormente suscettibili di nuovi fenomeni e costituisce una base di lavoro per la definizione della pericolosità dell’area.

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3.1. Inquadramento geomorfologico

L’area in esame è rappresentata da un’ampia vallata  che presenta un allungamento irregolare per circa 10 km da Ovest verso Est. Nella parte iniziale presenta due profonde incisioni molto strette separate dal rilievo di Bagnoregio. Procedendo verso Est esse danno origine ad un’unica valle che si allarga nella zona centrale dove l’asse N-S raggiunge circa 5 km . Continuando verso Est si restringe di nuovo e nei pressi della valle del Tevere la sua larghezza è circa un km. Nella Fig. 3 è riportata l’ortofotocarta dell’area d’indagine.

Fig. 3 - Ortofotocarta dell’area di Civita

Il limite della vallata è sempre evidenziato da una morfologia  a pareti verticali di altezza variabile di circa 60 m . all’estremità occidentale e di circa 20 m . in quella orientale. La differenza di quota fra il ciglio superiore della parete ed i fondovalle fortemente incisi dai reticoli fluviali, varia tra i 250 m . nella zona di Bagnoregio e i 120 m . in quella di Agliano.

Tabella 1

   Età  B.P.

   MA

Eventi climatici

Eventi geologici

Conseguenze paleoambientali

   Attuale

   0.01

All’inizio dell’Olocene la temperatura raggiunge i valori attuali per poi aumentare leggermente e stabilizzarsi fino al Medio Evo.

Piccole variazioni del livello del mare e attenuazione dei processi di erosione e sedimentazione.

Raggiungimento delle condizioni morfologiche ed evolutive attuali.

  

   0.32

Aumento delle variazioni della temperatura che inducono grandi variazioni del livello del mare che 18500 anni fa subisce un abbassamento massimo di 120 m. Successivamente la temperatura risale nuovamente e con varie fluttuazioni  si attesta , 10.000 anni fa (inizio Olocene) ad un valore analogo a quello medio attuale (Shackleton N.J. Science 289 (2000).

I marcati fenomeni di trasgressione e regressione del mare danno origine ad una intensa attività erosiva nell’area di Civita.

Nell’area di Civita hanno luogo grandi fenomeni di erosione e di trasporto del materiale .

Aumentano i fenomeni di instabilità dei versanti e si attivano le   frane.

  

   0.35

 

In questo periodo nell’area di Civita si ha la  deposizione di prodotti piroclastici compatti e stratificati, che in alcune aree sono intervallate  da depositi continentali di tipo fluvio- lacustre (Pialli G. et Al., 1978)

Formazione di un tavolato, di  prodotti vulcanici di spessore variabile da poche a parecchie decine di metri, moderatamente inclinato verso est e nord-est.

I rapporti tra le formazioni del complesso vulcanico e quelle sedimentarie, costituiscono un elemento determinante per le caratteristiche geomorfologiche dell’area. Infatti la sovrapposizione delle rocce vulcaniche sui terreni argillosi, con caratteristiche fisiche e meccaniche molto diverse tra loro, associate alle condizioni meteoclimatiche, danno origine a processi fortemente evolutivi. L’erosione degli agenti esogeni, nel tempo, ha prodotto l’asportazione della copertura vulcanica ed il denudamento del substrato argilloso con l’innesco di processi di erosione differenziata nelle due formazioni e creazione, lungo il perimetro di contatto dei due litotipi, di forme di rilievo caratterizzate da bruschi salti morfologici e pareti tufacee verticali. La parete tufacea  è interessata soprattutto da fenomeni di crollo, mentre il complesso argilloso pliocenico è caratterizzato da  fenomeni franosi tipo colata, da fenomeni erosivi tipo calanchivo ed in misura minore da frane rotazionali. Inoltre sono riconoscibili nei due litotipi la presenza di frane complesse. Infatti nella parte sommitale  vengono generati fenomeni di crollo o topless che si propagano nei sedimenti argillosi sottostanti predisponendoli allo sviluppo di movimenti di tipo rotazionale.

Nella Tabella 1 sono riportati i grandi eventi geologici che hanno condizionato l’evoluzione morfologica e paleoambientale di Civita (B.P.: Before Present)

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3.2. Inventario dei fenomeni franosi ed analisi della franosità storica

L'area è interessata da vistosi fenomeni gravitativi, attivi e quiescenti, che interessano sia i versanti argillosi che la rupe tufacea, dovuti ad un complesso di cause tra loro strettamente collegate. 
Le principali caratteristiche geomorfologiche di Civita sono state rappresentate in una carta geomorfologica di dettaglio in scala 1:10.000 utilizzando il Sistema Informativo geografico ARCVIEW. In relazione alle  condizioni di stabilità le frane riportate nella carta sono distinte in:

·   attive: frane in atto all'epoca del rilevamento o ricorrente a ciclo breve (frequente, stagionale) ( Carrara et al. 1987);

·   inattive: frane  stabilizzate per le quali le cause di movimento sono state artificialmente o naturalmente rimosse.

Per la realizzazione della carta geomorfologica e quindi per la individuazione delle aree interessate nel passato da fenomeni gravitativi, sono stati utilizzati dati relativi a foto aeree, notizie storiche, informazioni dedotte dal rilevamento in sito e informazioni derivanti dalla interpretazione di fotografie ottenute da un volo a bassa quota effettuato dall’I.G.M. nel 1990. (vedi allegato 2)

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3.2.1 Evoluzione morfologica in tempi storici

L'attuale morfologia della rupe di Civita è il risultato di una serie di eventi verificatisi nel tempo, la  cui successione è stata minuziosamente evidenziata da una ricerca sui documenti storici dell’area (Margottini C., Sbarra, 2000) che ha consentito di ricostruire gli avvenimenti che hanno portato all'attuale configurazione dell'abitato e di individuarne l'origine.
Dall’analisi dei risultati di questa ricerca risulta che la nascita del primo nucleo abitativo di Civita risale al periodo etrusco o forse antecedente ad esso. La città ebbe periodi di grande espansione in epoca romana e durante il Medioevo. Nell'alto Medioevo al nucleo centrale si affiancarono le contrade, poi scomparse, di Ponte (lato occidentale, verso Bagnoregio) e Carcere (lato orientale, verso il Tevere), che determinarono la sua supremazia nei confronti di Bagnoregio, ridotto ad un semplice sobborgo.

Alla fine del periodo Medioevale, a causa della progressiva riduzione del suo abitato ad opera di fenomeni quali frane e terremoti, iniziò la decadenza di Civita. Infatti, la prima documentazione storica dei dissesti risale al 1450 (Margottini C., 1990), quando il monastero delle Clarisse che era situato in contrada Carcere, a causa di franamenti, cominciò ad andare in rovina. 
Tra il 1466 e il 1469, si verificarono altri fenomeni di dissesto con il crollo di alcune case sul lato Nord della rupe. Altre notizie relative a fenomeni di dissesto sono riconducibili ad eventi verificatisi nel periodo storico compreso tra il  1554 ed il 1888.

Nella  Figura 4  viene riportata la pianta  dell’area urbana degradata  di Civita ad opera dei fenomeni franosi a partire dal XVIII secolo.  

Fig. 4 - Planimetria del degrado dell’area urbana di Civita dovuta ai fenomeni franosi dagli inizi del XVIII secolo

A causa di questa situazione precaria dovuta all’instabilità dell’a rupe, l’abitato di Civita ha conosciuto sin dalla prima metà del secolo scorso un continuo abbandono delle zone  abitate  con conseguente impatto negativo sulle opere di sostegno  e di prevenzione realizzate sino allora nell’area. 
Le più antiche notizie storiche relative ai processi erosivi che hanno interessato la via di collegamento fra Civita e Bagnoregio, risalgono al 1545, anno in cui fu necessario modificare il tracciato stradale in seguito al verificarsi di una frana di notevoli dimensioni che portò dopo alcuni anni alla distruzione della Porta di Civita con il crollo parziale delle mura della contrada Carcere e conseguente  rovina di alcuni edifici.
Con l’inizio del XVII secolo si hanno notizie storiche più dettagliate sugli eventi che hanno interessato Civita, quali il crollo della strada di accesso a Civita (1606-1608), in prossimità della chiesa di S. Vittoria, in seguito completamente distrutta, ed il crollo di alcuni edifici sul lato meridionale dell'abitato in prossimità della casa di S. Bonaventura, ed ancora il crollo del ponte di accesso (1684).

A complicare ulteriormente la già precaria situazione del centro di Civita, l'11 giugno 1695 si verificò un terremoto con intensità compresa tra il  IX-X grado della scala MCS (Mercalli –Cancani-Sieberg) con epicentro nei pressi dell'abitato (Margottini C. et alii, 1985) che causò il crollo del ponte e provocò ampie fessure negli edifici: la contrada Carcere scomparve a seguito di un esteso fenomeno franoso. Questi avvenimenti segnarono l'inizio della decadenza di Civita, anche a seguito del trasferimento della sede vescovile alla vicina Bagnoregio.
Tra i numerosi eventi sismici registrati nel XVIII secolo, quello del 1707 determinò una frana di notevoli dimensioni che ostruì il rio Torbido. Un ulteriore crollo del ponte si verificò nel 1764 in occasione di una frana che coinvolse anche il convento di S. Francesco, successivamente demolito,  nel cui sito fu realizzata la nuova strada di collegamento a Civita.

Nel 1810, dopo varie interruzioni della strada di accesso ed il franamento di parte della rupe comprendente la Chiesa di S. Bonaventura, furono abbandonate alcune case sulla rupe in prossimità della chiesa. Oltre al crollo della Chiesa di S. Bonaventura, nel XIX secolo si segnala la demolizione della Chiesa di S. Vittoria avvenuta dopo il crollo parziale del 1888.

Fig. 5 - Caratteristiche della strada di collegamento tra Civita e Bagnoregio nel 1874

La figura 5 mostra le condizioni morfologiche del versante su cui è ubicata la strada di accesso a Civita nel 1874. Si nota in particolare come la parte superiore della strada poggia ancora sulla formazione tufacea mentre la parte inferiore ed il ponte sono costruite sulle argille.
La sella dove è  tutt’oggi  ubicato il ponte, nel 1830 aveva una quota minima di circa 410- 416 m s.l.m. (livellazione Verzilli G., 1830,  Archivio di Stato di Viterbo), nel 1854 la quota era di circa 410 m (Livellazione Caporioloni R. 1854 Archivio Vescovile di Bagnoregio), nel 1912 di circa 406 m Almagià R., 1913), nel 1937 di circa 397 m e nel 1944 di circa 392 m (volo aereo fotogrammetrico I.G.M., 1944). 

Nel 1944, ad opera delle truppe tedesche in ritirata, si ebbe la distruzione del ponte in muratura: la costruzione di una passerella in legno consentì il collegamento con l'abitato. Nel 1963 a causa del crollo di parte della passerella e del muro di sottoscarpa, il ponte fu danneggiato definitivamente.

Dopo questo episodio, modificando in alcuni luoghi la morfologia della sella, venne realizzato l'attuale ponte, che fu inaugurato nel 1965. 
Attualmente non esistono problemi di stabilità alla struttura del ponte dovuti a eventuale scalzamento alla base di alcune pile ad opera di fenomeni gravitativi. Le pile realizzate in c.a. raggiungono una profondità di 25m.

Nella figura 6 è riportata l’evoluzione morfologica della sella dal XVIII secolo ad oggi .

Fig. 6 - Profili schematici dell’abbassamento indicativo della sella dal XVIII secolo ai nostri giorni (Legenda: Serie 1= anno 1990; Serie 2= anno 1944; Serie 3 = anno1937; Serie 4= anno 1874; Serie 5= anno 1830; Serie 6= anno 1764)

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3.2.2. Fenomeni franosi recenti

Nell’ultimo decennio una serie di fenomeni franosi ha interessato  il versante nord  di Civita in corrispondenza  della rupe e della sottostate depressione conosciuta come “Cavon Grande” (Casagli et alii, 2000). Informazioni di dettaglio  sul progressivo arretramento della piastra tufacea a causa di fenomeni gravitativi si hanno dal 1947, anno in cui fu eseguito un rilievo del limite della scarpata. Nella figura 7 è riportato il perimetro della rupe nel 1952  ed i limiti delle frane che si sono verificate negli anni successivi.

Fig. 7 - Evoluzione del versante Nord della rupe di Civita

Al fine di analizzare gli effetti climatici sull’evoluzione delle frane, è stato installato nell’abitato di Civita nel Gennaio 1987,  una stazione climatica che registra le piogge, l’umidità e le temperature giornaliere minime e massime. 
Inoltre sono state disposte nel 1993, all’interno ed all’imbocco di una grotta distante circa 10 m dal blocco instabile sovrastante il “Cavon grande”, 12 sonde di misura della temperatura che forniscono dati in condizioni ambientali diverse. Questo tipo di monitoraggio è stato realizzato per verificare di quanto la roccia interna risente delle variazioni di temperatura esterna sia diurna che stagionale. Il sistema è automatico e fornisce i valori delle temperature contemporaneamente nelle 12 stazioni ogni sei ore. 
Da quando è operativa la stazione climatica di Civita  si sono verificate nella zona 4 frane di crollo  che hanno interessato la parete Nord di Civita il 20.02.1992, nel periodo tra il 21.08 e il 03.09 del 1993, nel Dicembre e nel 1999.  

Frana del febbraio 1992

La frana ha interessato la parete tufacea  ed il  crollo  è avvenuto in prossimità della piazza del Vescovado causando l'arretramento del ciglio della scarpata, per uno spessore stimato, di circa 2 metri , lungo un fronte di circa 40 metri (Casagli et Alii, 2000). I blocchi lapidei crollati si sono accumulati in prossimità del piede della rupe su un preesistente detrito di frana. Nella figura 8 che segue è visibile l’accumulo di materiale tufaceo prodotto dalla frana ubicato alla sinistra del “Cavon grande”.

Fig. 8 - Frana di crollo sulla rupe Nord del Febbraio 1992

Inoltre, sul bordo della nuova rupe, in corrispondenza del piazzale del Vescovado,  si osservava una frattura beante,  subparallela al fronte con direzione 50- 65 °N. 
Nei periodi antecedenti alla frana   non vi furono piogge significative alle quali possa essere attribuita un’azione destabilizzante.

Per quanto riguarda  le condizioni climatiche, in generale possono essere escluse gli effetti del gelo non avendo avuti significativi abbassamenti di temperatura nei periodi antecedenti le frane.

Frana del Settembre 1993

La figura 9 mostra come i crolli sono avvenuti ad ovest della frana del 1992 per un'ampiezza di fronte stimabile in circa 50- 60 metri(Casagli et Alii, 2000). Il crollo ha coinvolto, oltre alla formazione dei tufi compatti, anche parte della formazioni dei tufi stratificati ed ha causato un arretramento del ciglio sommitale fino a 6 metri . Crolli, anche se più limitati, sono avvenuti inoltre in corrispondenza dell'area dei dissesti del 1992.

Fig. 9 - Frana del Settembre 1993

Nei mesi precedenti al crollo in corrispondenza della parte più occidentale del nuovo bordo della rupe si era osservata una frattura aperta e ribassata e sprofondamenti locali. Tale frattura rappresenta la prosecuzione di quella tuttora esistente nel piazzale del Vescovado e prolungantesi verso Ovest, al disotto dell’edificio crollato. Dopo l'evento principale è continuata la caduta di blocchi isolati, segno del perdurare delle precarie condizioni di equilibrio del fronte. Il crollo ha interessato entrambe le formazioni tufacee.
Il materiale franato nelle due frane si era accumulato nella sottostante profonda incisione preesistente nel pendio argilloso (Cavon Grande), fino a raggiungere, con alcuni blocchi isolati, l'alveo del fosso Cireneo distante circa 300 metri dalla rupe.

Nel grafico di Fig. 10, sono stati riportati in ascissa i giorni nel periodo Gennaio - Ottobre 1993. Nell’ordinata di sinistra sono riportati i mm/giorno delle precipitazioni (bleu), mentre in quella di destra i gradi delle temperature giornaliere minime e massime ( escursioni termiche giornaliere).
Il grafico mostra come la frana sia avvenuta dopo un lungo periodo di siccità caratterizzato da forti escursioni termiche.

Fig. 10  Andamento delle precipitazioni e delle temperature nel tempo

Per quanto riguarda  le condizioni climatiche, in generale possono essere escluse gli effetti del gelo non essendoci stati significativi abbassamenti di temperatura nei periodi antecedenti le frane. 
Restano da analizzare gli effetti dovuti alle variazioni termiche che provocano movimenti nelle parti esterne della rupe soggette a insolazione rispetto alle parti più profonde e più protette con possibilità di innesco di fenomeni di rottura progressiva per fenomeni cosiddetti “a fatica”: mentre le parti esterne sono sottoposte a variazioni di temperatura giornaliere, quelle più interne mantengono una temperatura pressoché costante.

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Fig. 11 Mobilitazione dei detriti durante la frana del 96

Frana del Dicembre 1996

Nel Dicembre 1996, sul versante Nord della rupe, si è verificata una frana di detrito (debris flow)  che ha raggiunto i terreni di fondovalle, come è evidente dalla foto di Fig. 11.
L’evento ha interessato e rimobilizzato i materiali  presenti nella parte medio alta del Cavon Grande crollati tra la fine di Agosto e gli inizi di Settembre del 1993 depositandoli sul pendio argilloso alla sua base.  L’accumulo del detrito a fondovalle ha provocato lo sbarramento del Fosso Cireneo ed il denudamento delle argille sotto il piede della rupe rendendolo vulnerabile ai processi di scalzamento al piede.

Nel grafico che segue sono riportate in ordinate i mm di pioggia/ora  ed in ascisse le ore relative al giorno 11 e 12 dicembre. La frana avvenuta intorno alle ore 16 del 12 dicembre è stata certamente influenzata dalla piovosità avvenuta nei giorni precedenti.

Fig. 12 - Andamento della pioggia nei giorni 11 e 12 Dicembre 96

Negli stessi giorni sono state registrate diverse colate che hanno interessato i versanti della sella tra Civita e Mercatello e dovuti alla saturazione della coltre detritica argillosa in conseguenza di intense precipitazioni. La profondità delle superfici di scorrimento di queste colate, che generalmente non supera il metro, ha interessato soprattutto il versante nord della sella ed in misura minore quello Sud.Tali fenomeni hanno portato a giorno  porzioni esterne di opere di stabilizzazione realizzate sui versanti adiacenti ai terreni di  fondazione del ponte di accesso a Civita.

Frana del 1999

Si tratta di una frana di crollo che ha interessato la rupe ed ha generato soltanto alcuni m3 di materiale.

                                      

Fig. 13 - Frana del ‘99

Frana incipiente del versante settentrionale (Cavon Grande)

I fenomeni franosi del Dicembre 1996 rappresentano il contesto evolutivo che tende al livellamento del rilievo e quindi al franamento verso valle di porzioni consistenti della rupe di Civita. 
Sul versante settentrionale della rupe è presente una grossa frattura che interessa la formazione tufacea compatta che ha prodotto una grossa fessura nel terreno e nell’abitazione adiacente (Casa Greco). Per controllare i movimenti del blocco di roccia in condizioni di instabilità è stato messo in opera il 30.09.93 un estensimetro a filo formato da due supporti a cavallo della lesione. Per misure di spostamento è stato utilizzato un trasduttore potenziometrico lineare. 
Le letture dei dati raccolti vengono inviate automaticamente via cavo ad una stazione ubicata a Civita di Bagnoregio, che effettua le letture ogni 15 minuti e ne registra i dati. 

Gli spostamenti di questa frana incipiente sono da tempo monitorati con sistemi di misurazione elettronica che indicano una forte accelerazione negli ultimi tempi che potrebbe produrre un ulteriore crollo che potrebbe coinvolgere anche diversi edifici di Civita. Anche in questo caso, come nei precedenti, probabilmente giocheranno un ruolo importante le escursioni termine che provocano movimenti nelle parti esterne della rupe soggette a insolazione rispetto alle parti più profonde e più protette con innesco di fenomeni “a fatica”.

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3.3. Distribuzione dei fenomeni di dissesto

Abbiamo visto come la morfologia attuale del colle di Civita rappresenta il risultato dei numerosi eventi franosi prodottisi nel tempo che hanno interessato essenzialmente la parte periferica del  centro abitato con numerosi distacchi di roccia e colamenti lungo i versanti argillosi (Margottini C. et Alii, 1997). Intorno all’abitato di Civita sono presenti movimenti franosi  attivi e quiescenti che interessano sia le argille che la serie vulcanica. Tenuto conto delle implicazione che questi movimenti hanno sulla stabilità della rupe e quindi sul futuro di Civita, vengono descritte esclusivamente le frane principali (Margottini C. et Alii, 1997), identificate con un numero iniziando dall’estremità occidentale del paese e procedendo in senso orario:

frana n° 1

Si tratta di una frana quiescente complessa che lambisce i tufi sovrastanti e allo stato attuale è stabilizzata dalla vegetazione presente sui fianchi e nella parte inferiore del pendio. Nel passato ha certamente svolto un ruolo importante in quanto, data la sua ubicazione nel pendio, potrebbe aver contribuito ai crolli dei blocchi tufacei che si verificarono nel lato Nord-Ovest  del paese e che determinarono la scomparsa della contrada Ponte;

frana n° 2

Rappresenta una frana complessa in quanto si suppone che abbia avuto origine come frana rotazionale e si è evoluta e ingrandita successivamente a causa di un insieme di colate. Tali colate,  che la stanno interessando ancora attualmente, hanno inizio lungo le ripide scarpate che delimitano la frana e confluiscono nella parte centrale. Attualmente la corona della frana è ubicata a contatto con i tufi determinando un effetto di scalzamento alla loro base che, senza un progetto di intervento con adeguate opere di  consolidamento, potrà dare origine a crolli di blocchi tufacei.
Nel passato sono state intraprese iniziative per stabilizzare il fenomeno costruendo a metà del corpo di frana,  una briglia che però non ha prodotto gli effetti desiderati. Infatti, anziché rallentare il fenomeno, la briglia si è comportata come una diga consentendo, nella zona immediatamente a monte, l’accumulo di materiale argilloso saturo di acqua che, scavalcandola  successivamente, ha  originato  nuove colate. 

frana n° 3

E’ rappresentata da una vasta coltre di detrito ed è considerata come un ampliamento della frana precedente. Essa ha inizio dalla rupe sottostante Civita  estendendosi verso valle per una lunghezza di circa 150 m , dando origine ad un’area debolmente inclinata (15°-20°) che presenta ripiani e ondulazioni.

frana n° 4

Si tratta di uno scorrimento rotazionale attualmente quiescente ed è ubicato al piede della frana precedente. Ha interessato i materiali che si trovano al suo piede e la sua origine è da mettere in relazione ad una serie di probabili crolli avvenuti nel passato che hanno originato questo grosso accumulo di materiali. Un ulteriore apporto di materiale si è avuto  con la frana del Febbraio 1992 che ha interessato la rupe tufacea che ha lasciato scoperto un tratto di scarpata molto fessurata  e con masse in equilibrio precario.

frane n° 5 e 6

Nella zona Sud orientale del paese, nei tufi stratificati, sono presenti vari ordini di scarpate e terrazzamenti che hanno dato origine localmente a crolli che hanno interessato sia le scarpate più esterne sia alcune cavità scavate nelle balze. 
Nel pendio sottostante, lungo la parte Sud dell’abitato, sono presenti alcuni accumuli di detrito, caratterizzato da clasti di piccole dimensioni, i cui limiti non sono ben individuabili la cui origine è da mettere in relazione ai crolli che si ebbero nella parte Sud-Est (frana n° 5) e Sud-Ovest (frana n° 6) del paese e che portarono alla scomparsa della contrada Carcere e di diversi edifici tra cui la chiesa di S. Bonaventura.

frana n° 7

Si tratta di una frana quiescente di tipo complesso che comprende anche colate e soliflussi (lento movimento della coltre superficiale più alterata che porta alla formazione lungo il versante di piccoli ripiani, di lobi,  ondulazioni e a volte strappi del manto vegetale) che hanno origine nei pendii con forte acclività.

frana n° 8

E’ ubicata lungo il pendio Nord in corrispondenza della sella e rappresenta una frana di tipo complesso dove hanno origine alcune colate che producono lo scorticamento del manto erboso.

frana n° 9

La frana è ubicata lungo il lato Sud in corrispondenza della sella ha le stesse caratteristiche della precedente.

frana n° 10

Questa frana catalogata nella carta geomorfologica come “scorrimento rotazionale inattivo” risale all’epoca medievale. Non si hanno molte informazioni circa l’anno in cui si è verificata, si sa invece che si tratta di una frana di grandi dimensioni che ha interessato il versante meridionale di Lubriano. Questa scendendo verso valle ha ostruito il fosso di Lubriano provocando la sua deviazione verso la riva destra, portandolo ad erodere maggiormente il piede del versante settentrionale del colle di Civita aggravandone pesantemente le condizioni di stabilità.

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3.4. Processi geomorfologici

I fenomeni di instabilità dell’area in oggetto sono da attribuire a un insieme complesso di cause che partendo dall’approfondimento operato dai corsi d’acqua alla base della valle, si propagano alle pendici e quindi sulla formazione vulcanica sovrastante. Tali cause possono essere riconducibili a (Margottini et Alii., 1997):

  1. continuo approfondimento degli alvei dei torrenti in particolare in concomitanza con eventi meteorici critici;

  2. Decadimento delle caratteristiche geotecniche delle argille, esposte all’azione degli agenti atmosferici, per uno spessore massimo di 5 – 10 m dal piano campagna con prevalenza nei primi 0.5 – 1 m (Nolasco,1998);

  3. Formazione di colate di argilla nei primi 0.5- 1 m di spessore a seguito di intense precipitazioni che saturano la coltre superficiale e la degradano dal punto di vista geomeccanico. L’asportazione del materiale  a causa dell’erosione, provoca la degradazione di nuove porzioni di argilla;

  4. Intensa erosione superficiale conseguente agli agenti meteorici;

  5. Deformazione delle argille di base allentate in seguito al decadimento delle loro caratteristiche meccaniche  ed induzione di processi deformativi nel complesso tufaceo sovrastante;

  6. Inizio della fratturazione all’interno della formazione tufacea causato dall’aumento sforzo deviatorico associato alla mancanza di contenimento  laterale del pendio;

  7. Apertura delle lesioni preesistenti nella parte sommitale dei tufi compatti dovute all’aumento della pressione interstiziale dell’acqua presente nelle fratture e innesco di fenomeni di crolli nella parte apicale della rupe;

  8. Incremento delle deformazioni nella parte alta della rupe con innesco dei dissesti che, originatisi nei tufi compatti in corrispondenza di fratture preesistenti si propagano nella parte bassa della rupe ed in corrispondenza degli strati argillosi, più plastici, si trasformano in movimenti rotazionali. Una sintesi di questi processi è riportata in  figura 14.

 

Fig.14 - Processi geomorfologici in atto nelle pendici di Civita

La sintesi di tutti i processi in atto è riportata in allegato 2

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4. Indagini sui meccanismi d’innesco dei fenomeni franosi

Lungo tutto il bordo della rupe si riconoscono i segni di una morfologia molto complessa che è controllata quasi completamente dai fenomeni di deformazione e rottura delle argille sottostanti la formazione vulcanica e dalla riduzione delle  loro proprietà meccaniche. 
La percolazione di acque meteoriche nelle rocce piroclastiche fessurate determina, al contatto con la sottostante formazione argillosa, l'instaurarsi di una falda acquifera di limitata estensione con numerose emergenze localizzate, favorendo il rigonfiamento  ed il degrado delle proprietà meccaniche della parte superficiale degli strati argillosi con il conseguente scalzamento alla base del bancone tufaceo di copertura, ed il  progressivo distacco di porzioni di tufo secondo discontinuità subverticali.

In virtù  di questi meccanismi nella formazione argillosa è possibile trovare le tracce lasciate da frane rotazionali antiche e recenti  e colate attuali che arrivano a lambire il piede della rupe che producono crolli e ribaltamenti di grandi porzioni di roccia nei tufi sovrastanti già isolati da fratture dall’ammasso tufaceo retrostante. L’allontanamento del detrito al piede ad opera delle frane  ed il continuo crearsi di fratture subverticali nelle parti marginali dei tufi danno origine alla verticalità delle pareti della rupe.
L’equilibrio della rupe è inoltre alterato a causa  della presenza in essa di molte cavità prodotte dall’uomo. A causa della loro gravità ai fini della stabilità della rupe, sin dal 1373 furono previste sanzioni amministrative a quanti, realizzando cavità di vario genere, aggravano il già precario equilibrio della rupe.

E’ stato rilevato in altre situazioni analoghe che, gli sforzi al piede della rupe tufacea genera deformazioni viscoplastiche nella formazione argillosa sottostante con conseguente fessurazione verticale che conduce ad abbassamento verticale delle parti periferiche del complesso tufaceo superiore.
Nella zona dove la placca tufacea è stata da tempo asportata a causa delle frane, si sviluppa una intensa erosione dovuta alle acque superficiali che genera il tipico paesaggio dei calanchi.

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5. Progettazione del sistema di monitoraggio

5.1. Sistema di monitoraggio 1992 - 2001

Al fine di aumentare la sicurezza del centro abitato di Civita è stata realizzata dall’ENEA nel 1992 una rete di monitoraggio strumentale in corrispondenza di alcune fratture presenti lungo il bordo perimetrale del piastrone tufaceo con lo scopo di ottenere valutazioni quantitative sulla evoluzione dei dissesti della rupe. 

La rete di monitoraggio comprende:

Rete deformometrica manuale

La rete è composta complessivamente di 28 stazioni. I punti (stazioni) di misura della rete deformometrica interessano la formazione tufacea  e sono disposti lungo la rupe di Civita: 7 stazioni sul lato sud della rupe e 21 sul versante nord.La maggiore concentrazione di punti di misura sul lato nord è giustificata dal fatto che, proprio su questa parte, sono riscontrabili i segni più marcati di instabilità e la maggiore frequenza di fenomeni franosi.

Deformometro a filo a registrazione automatica

Dopo gli eventi franosi dell’inizio di settembre del 1993, che hanno interessato la porzione NE della rupe, per controllare i movimenti del blocco di roccia in condizioni di instabilità sovrastante il Cavon Grande, è stato installato il 30.09.93, un deformometro a filo, collocato a cavallo di una grossa frattura beante e ribassata, con registrazione delle letture su memoria di massa.

Misure termometriche

Nel Dicembre 1993, nel settore NE della rupe, all'interno di una cavità antropica, è stata posta una centralina termometrica composta da 12 sonde di registrazione termometriche posizionate sia all'interno della roccia, a circa 40 cm di profondità, sia in aria libera. Questo tipo di monitoraggio, attualmente non più attivo, è stato effettuato per verificare di quanto la roccia risente delle variazioni di temperatura esterna sia diurna che stagionale.

Sensori di rilevamento sismico

Per la rilevazione delle vibrazioni sulla rupe di Civita, sono state utilizzate due terne di sensori sismici disposti ortogonalmente tra loro ed orientati secondo le coordinate geografiche che  hanno rilevato alcune microscosse locali. 
Le misure sismometriche, nella situazione di estrema precarietà della rupe di Civita, risultano molto importanti per il monitoraggio delle microscosse locali legate alla sismicità dell’area che può incidere negativamente sulla stabilità della rupe. Questo argomento verrà affrontato in maniera più approfondita nei capitoli che seguono.

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5.2. Sistema di monitoraggio 2002

La rete di monitoraggio precedentemente descritta ha fornito per molti anni un valido contributo scientifico sia per lo studio dei processi dinamici legati a blocchi instabili che interessano il centro abitato di Civita sia per lo studio dell’incidenza dei fenomeni meteoclimatici sulla loro stabilità.
Tuttavia la complessa situazione geomorfologica di Civita  richiede un efficace sistema di controllo in grado di fornire informazioni sia in fase di analisi che durante o dopo gli interventi di stabilizzazione.

La realizzazione di un nuovo sistema di monitoraggio nella rupe e lungo le pendici di Civita deve rispondere ai seguenti requisiti fondamentali:

A tal fine è stato studiato un sistema di monitoraggio che unisce tecnologie consolidate e sistemi innovativi quali l’interferometria radar e le tecnologie TDR. La prima consente di visualizzare spostamenti millimetrici dell’intera rupe e pendici sottostanti attraverso l’utilizzo di microonde rilevate in un arco temporale di un anno, dal versante opposto a Civita. La seconda consente invece di investigare l’uso di tecnologie a basso costo, quali i cavi coassiali, per il rilievo di eventuali piani di scivolamento nei pendii dell’area.

La rete di monitoraggio è riportata in allegato 5

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6. Indagini geotecniche

Nel recente passato, l’area di Civita di Bagnoregio è stata oggetto  di indagini geognostiche aventi come obiettivo la caratterizzazione geotecnica sia delle formazioni vulcaniche che della formazione argillosa sottostante. Le aree su  cui sono state effettuate le indagini e/o prelevati campioni sono:

1.  le argille plioceniche ubicate sotto il ponte di collegamento di Bagnoregio con Civita

2.  abitato di Civita

3.  le argille lungo il “Cavon grande”

4.  le argille lungo la parte medio alta del il “Cavon grande”

5.  l’area terminale del “Cavon grande” 

6.  il versante meridionale del colle di Civita

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6.1       Descrizione delle passate campagne geognostiche

1.    La formazione delle argille affioranti sotto il ponte di accesso a Civita, sono state investigate nel 1988 (Napoleoni Q., 1991) attraverso una campagna di indagini geognostiche (allegato 3) con l’esecuzione di 3 sondaggi (Na1, Na2, Na3) a carotaggio continuo che hanno consentito la caratterizzazione stratigrafica e geotecnica delle argille.

2.    La formazione tufacea su cui è ubicato l’abitato di Civita, è stata oggetto di indagini nel 1989 (Napoleoni Q., 1991) con la esecuzione di 4 sondaggi geognostici (Na4, Na5, Na6, Na7) a carotaggio continuo (tav.2) che avevano come obiettivo la caratterizzazione geo-stratigrafica della placca tufacea del colle.
Il sondaggio Na4, ubicato sotto il ponte di accesso, ha interessato esclusivamente i terreni della formazione argillosa dato che la copertura vulcanica in quel punto è assente.  Durante il sondaggio Na4, sono stati prelevati i campioni:

S1C1 a profondità 5.50 m
S1C2 a profondità 11.50 m 

Su ciascuno di essi sono stati ricavati 3 provini su cui sono state effettuate prove triassiali consolidate non drenate (TxCU).
La forma delle curve sperimentali  sforzi-deformazione ottenute, mostra la mancanza di un picco di  rottura tipico delle argille sovraconsolidate. Al contrario  esse hanno un andamento plastico tipico delle argille normal - consolidate. Anche i valori di coesione ottenuti dalla elaborazione dei risultati della prova triassiale sono compresi tra 0.02 e 0.04 MPa  intervallo di valori  tipici in letteratura per le argille normal consolidate.
La prova edometrica effettuata sugli stessi campioni ha fornito  risultati che non rispecchiano le proprietà meccaniche di sovraconsolidazione delle argille di Civita. Anche le prove di taglio diretto effettuate su campioni indisturbati prelevati dai fronti di scavo confermano questa difformità di comportamento rispetto alle argille sovraconsolidate.
Sono state inoltre effettuate prove di taglio diretto su provini estratti da campioni indisturbati prelevati sul fronte di scavo. I valori della coesione C’ e dell’angolo d’attrito
f' ottenuti, sono in media più alti di quelli ottenuti dalle prove triassiali. Questo sembra rispecchiare un comportamento comune a molte argille plioceniche (L.Fazio, M. Sciotti, 1982).
La spiegazione di questo comportamento apparentemente anomalo delle argille di Civita è dovuto al loro rigonfiamento che dà luogo ad una modificazione delle loro caratteristiche meccaniche con conseguente alterazione della struttura e perdita graduale delle caratteristiche della sovraconsolidazione subita inizialmente. Ne consegue che un’argilla sovraconsolidata perde memoria delle sollecitazioni subite inizialmente, per effetto di un rigonfiamento spinto e assume un comportamento comune a molte argille plioceniche del tutto simile a quello di un’argilla normal consolidata (Calabresi  e Scarpelli 1982).

Il sondaggio Na5 è stato realizzato davanti alla porta di accesso a Civita  ed ha interessato i tufi stratificati che sono risultati mediamente inconsistenti ed ha individuato la formazione argillosa  a 40.2 m di profondità.
Il sondaggio Na6 è stato eseguito sul tufo litoide nella piazza del Vescovato. Alla profondità di 21 m è stato rilevato uno strato dello stesso tufo più consistente con buone caratteristiche meccaniche. A –42 m per motivi tecnici, la perforazione è stata arrestata e non è stato possibile raggiungere il tetto delle argille sottostanti. 
Il sondaggio Na7 è stato eseguito presso l’accesso Est del paese: fino a 3 m di profondità è presente materiale di riporto. Per profondità comprese tra i 3 e i 26 metri è stato trovato un tufo litoide intensamente fratturato. Per profondità superiori a 26 m è presente tufo a comportamento terroso ed a granulometria  variabile da sabbiosa a limo argillosa. L’analisi di laboratorio di un campione prelevato a 34.5 m ha rivelato il suo intenso stato di argillificazione  e alterazione. Anche in questo caso, il foro è stato eseguito sino a 74 m e non è stata incontra l’argilla di base. 

3.     la prima caratterizzazione delle argille lungo il bordo destro del “Cavon grande” è stata effettuata  nel 1990 con il prelievo dalla formazione argillosa di numerosi campioni (Cevolani et Al.(1990) nei siti riportati tav.1.

I campioni prelevati sono riferibili a due serie:

a.  la prima serie costituita da 8 campioni rimaneggiati(CVTr 0, 1, 2, 3, 4, 5, 6, 7) sono stati prelevati   sul bordo occidentale della nicchia di frana del Gran Cavon  poco sotto la coltre di alterazione.

b.  la seconda serie costituita da 5 campioni indisturbati (CVTi 0, 2, 3, 5, 7) è stata prelevata a circa 60 cm di profondità, negli stessi punti dei campioni precedenti.

Su tutti i campioni rimaneggiati e indisturbati sono state effettuate le analisi di laboratorio riportate nelle tabelle successive.

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6.2     Determinazioni delle caratteristiche fisiche

Dalle curve granulometriche  sono state dedotte le % di sabbia, limo e argilla riportate nella seguente tabella.

Tabella 1

Campione n.

Tipo

Profondità

(m)

Sabbia

%

Limo

%

Argilla

%

Classifica granulometrica A.G.I.

CVT0r

Rimaneggiato

0

14

56

30

Limo con argilla  sabbiosa

CVT1r

Rimaneggiato

0

12

58

30

Limo con argilla  sabbiosa

CVT2r

Rimaneggiato

0

10

57

33

Limo con argilla  sabbiosa

CVT3r

Rimaneggiato

0

10

60

30

Limo con argilla  sabbiosa

CVT4r

Rimaneggiato

0

5

65

30

Limo con argilla  sabbiosa

CVT5r

Rimaneggiato

0

2

52

46

Limo con argilla debolmente sabbioso

CVT6r

Rimaneggiato

0

5

56

39

Limo con argilla debolmente sabbioso

CVT7r

Rimaneggiato

0

7

55

38

Limo con argilla debolmente sabbioso

CVT0i

Indisturbato

0.60

18

53

29

Limo con argilla sabbiosa

CVT2i

Indisturbato

0.60

5

37

58

Argilla con limo debolmente sabbioso

CVT3i

Indisturbato

0.60

27

51

22

Limo sabbioso con argilla

CVT5i

Indisturbato

0.60

2

50

48

Limo con argilla debolmente sabbioso

CVT7i

Indisturbato

0.60

4

49

47

Limo con argilla debolmente sabbioso

 

Valor medio

 

 

 

9.38

 

53.77

 

36.92

 

Limo con argilla debolmente sabbioso

 

La classificazione granulometrica adottata in tabella è quella dell’Associazione Geotecnica Italiana (A.G.I.).

Nella tabella 2 sono  riportati i risultati relativi alle determinazioni del contenuto naturale di acqua (Wn), del peso di volume (g), del peso specifico dei granuli(Gs), dell’indice dei vuoti (e), del grado di saturazione (Sr), del contenuto in carbonato di calcio, del limite liquido(LL), del limite plastico (Lp), dell’indice di plasticità(Ip) e dell’attività(A).

Tabella 2

Campione n.

Wn

%

g

g/cm3

Gs

g/cm3

e

Sr

%

CaCO3

%

LL

%

Lp

%

Ip

%

A

CVT0r

16.1

 

 

 

 

24,70

28.15

19.40

8.74

0.29

CVT1r

21.5

 

2.76

 

 

 

33.7

20.32

13.37

0.44

CVT2r

16.8

2.77

 

 

 

17.7

32.25

18.88

13.37

0.41

CVT3r

15.7

 

2.79

 

 

22.00

30.60

19.61

10.98

0.36

CVT4r

17.2

 

2.78

 

 

20.50

39.18

18.63

20.55

0.57

CVT5r

26.8

 

2.77

 

 

22.70

49.70

25.22

24.48

0.54

CVT6r

26.1

 

2.77

 

 

22.70

48.25

23.90

24.36

0.62

CVT7r

23.10

 

2.77

 

 

21.40

46.50

24.56

21.93

0.83

CVT0i

16.71

2.11

2.75

0.44

100

24.90

31.60

19.30

12.30

0.44

CVT2i

15.61

2.09

2.75

0.43

95

18.30

34.55

19.24

15.13

0.41

CVT3i

14.75

2.09

2.74

0.4

100

22.00

30.05

20.64

9.40

0.41

CVT5i

27.59

2.0

2.66

0.76

98

23.40

50.20

23.60

26.60

0.56

CVT7i

25.12

1.99

2.74

0.68

100

22.50

49.68

21.73

27.95

0.60

 

Valor medio

 

18.47

 

2.18

 

2.75

 

0.54

 

98.6

 

19.95

 

38.11

 

21.16

 

17.63

 

0.50

 

 

Fig.15 Posizione dei campioni di Cevolani nell’Abaco di Casagrande


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Sulla base del valore dei limiti di Attemberg , i campioni sono stati posizionati sull’abaco di Casagrande che ha consentito di stabilire la tipologia delle argille costituenti i campioni (organiche e/o inorganiche) ed il loro grado di plasticità.

6.3   Determinazioni delle caratteristiche meccaniche

Da ciascun campione indisturbato sono stati ricavati, per ciascuna prova, 2 provini su cui sono state effettuate:  
prova edometrica  eseguita sottoponendo i provini a carichi con raddoppi ogni 24 ore fino ad un massimo di 64 Kg/cm2  ed  un ciclo di scarico. Dalla prova sono stati ricavati:

·         mv (cm2/kg)=Coefficiente di compressibilità edometrica

·         E’(kg/cm2)=Modulo di compressibilità edometrica

·         sp(kg/cm2)=Pressione di preconsolidazione

determinazione della resistenza al taglio diretto eseguita con la scatola di Casagrande  con prove di tipo veloci consolidate non drenate (CU) con determinazione della coesione non drenata Cu e dell’angolo d’attrito interno fi,

Nella tabella 3 sono riportati sinteticamente i risultati delle prove meccaniche.

Tabella 3

Campione n.

cu kg/cm2

fi

gradi

mv

cm2/kg

E’

kg/cm2

sp

kg/cm2

CVT0i

1.06

28

 

 

28.6

CVT2i

0.50

30

 

 

13.8

CVT3i

1,17

27

0.001

810

22.8

CVT5i

0.44

33

0.038

26

12.1

CVT7i

0.6

27.5

0.002

457

21.3

 

Valor medio

 

0.75

 

29.1

 

0.014

 

431

 

19.72

 

4.   Nella parte medio alta del Cavon Grande (Focardi (1991), sono stati prelevati 3 campioni superficiali (tav.1) per i quali sono state determinate le caratteristiche fisiche riportate nella tabella sottostante.

Tabella 4

Camp. n°

Giaia%

Sabbia

%

Limo

%

Argilla

%

Wn

%

CaCo3

%

LL

%

LP

%

IP

F1

0

1

51

48

24.7

19.1

56

23

33

F2

0

1

48

51

24.4

24.8

56

19

37

F3

0

5

48

47

25.4

23

53

20

23

 

Valor medio

 

0

 

3

 

49

 

48.6

 

24.8

 

22.3

 

55

 

20.6

 

31

 

Inserendo i valori del limite liquido (LL) e del limite plastico (LP) nell’Abaco di Casagrande tutti e tre i campioni ricadono nel campo dei limi ad alta compressibilità e delle argille organiche.

La prova di taglio anulare

Questa prova, rispetto a quella di taglio di Casagrande, presenta il vantaggio che la superficie di rottura del provino durante la prova rimane costante e quindi è più rappresentativa del processo di rottura.

Dalla prova sono state valutate:

La tabella 5 riporta i risultati della prova eseguita sui   3 campioni.

Tabella 5

Camp. n°

Rp

Kg/cm2

RR

Kg/cm2

Coesione  C

Kg/cm2

Coesione residua

CR Kg/cm2

fa

(gradi)

fr

(gradi)

1

0.41

0.39

0.01

0

19

19

2

0.42

0.42

0.04

0.03

18

18

3

0.35

0.34

0.02

0

16

16

Valor  medio

0.39

0.38

0.02

0.01

17.6

17.6

 

5. Nell’ambito dei lavori di stabilizzazione della frana del 18.12.96, sono stati prelevati 5 campioni indisturbati (No1, No2, No3, No4, No5)  lungo uno scavo con orientamento SO-NE e un’altezza variabile tra zero e circa 9 metri rispetto al fondovalle, realizzato nelle argille (Nolasco D.,1998) alla base del “Cavon grande” (fig. 16).  

fig. 16 Ubicazione del campionamento di Nolasco (da Nolasco 1998)

 

I campioni sono stati prelevati tra quota 283.5 m s.l.m e quota  292.0 m s.l.m, ad intervalli di circa 2 m ed in corrispondenza di variazioni significative del terreno.
Su ciascun  campione è stata effettuata l’analisi granulometrica sia sulla frazione sabbiosa (>63
m) che su quella argillosa (<63mm) e  costruite le curve granulometriche da cui sono state dedotte le percentuali di sabbia, silt e argilla riportate  nella tabella 6.

 

Tabella 6

Campione

No1

No2

No3

No4

No5

Valor medio

Sabbia %

31.16

25.32

20.83

24.04

16,50

23.58

Limo%

32.84

37.41

37.45

39.04

40,75

37.50

Argilla %

36

37.27

41,72

36.92

42,75

38.93

Contenuto nat.  acqua W%

16.9

17,6

12.9

18.29

12.7

15.7

Peso volume g (gr/cm3)

2.13

2.11

2.09

2.07

2.03

2.09

Peso spec. Granuli  Gs (gr/cm3)

2.71

2.7

2.69

2.7

2.74

2.71

Indice dei vuoti e

0.49

0.50

0.45

0.54

0.53

0.50

Porosità n %

32.9

33.4

31.03

35.06

34.5

33.8

Limite Liquido LL%

32,4

32

36.74

32.52

36.6

34

Limite plastico Lp%

16.2

16.2

18.04

16.57

18.9

17.18

Indice di plasticità Ip%

16.2

15.8

17.8

15.95

17.7

16.69

Indice di consistenza Ic%

0.95

0.9

1.33

0.9

1.1

1.04

Grado di saturazione Sr%

93

94

78

78

66

81.8

Sui medesimi campioni inoltre sono state determinate le caratteristiche mineralogiche tramite diffrattometria a raggi X . L’analisi è stata effettuata sia sulla frazione costituita da polveri disorientate, per l’individuazione dei costituenti mineralogici, che sulla sola frazione argillosa (<2m) con preparati isorientati.
I risultati delle analisi (Nolasco,1998) forniscono i seguenti risultati medi:

Queste percentuali mostrano come i minerali inerti (Calcite, Quarzo, Plagioclasi, Dolomite, Minerali pesanti, Kfeldspati) sono presenti nei sedimenti in percentuale maggiore rispetto a quelli attivi (Fillosilicati).  
I minerali che costituiscono i fillosilicati sono essenzialmente l’illite (24.1%),  la smentite (4.6%), la clorite (4.1%), la caolinite(4%).
L’illite che ha elevata superficie specifica (65-200 m2/gr) ed in misura minore la caolinite hanno la capacità di adsorbire molecole di acqua e quindi di espandersi in sua presenza agevolando in tal modo l’erosione.

L’elevata percentuale di calcite presente nei campioni è in relazione alla abbondanza di fossili presenti nei campioni.  
Sui campioni argillosi  prelevati sono state anche eseguite prove di taglio diretto del tipo consolidato drenato (CD) per la determinazione della coesione C’ e dell’angolo d’attrito
f.  
I risultati ottenuti  sono tra loro abbastanza omogenei con valori di resistenza al taglio che non superano i 2 kg/cm2 , coesione compresa tra 0.4 e 0.6  kg/cm2 ed angoli d’attrito anche di 38° ad eccezione  del campione No5 con angolo d’attrito di 28°. Nelle Tabelle 7 e 8 sono riportati i dati relativi alle caratteristiche fisiche e meccaniche effettuate sui campioni.

6.    Nell’ambito del lavoro di una tesina sperimentale in geologia applicata, sono stati effettuati 4 campionamenti sulla formazione argillosa (tav.1) del versante meridionale di Civita  ad una quota compresa tra 300 e 375 m s.l.m. ed a profondità  di  50 cm (Puglisi C., 1987-1988). Da ciascun campionamento è stato possibile ricavare un provino rimaneggiato ed uno indisturbato per un totale di 4 provini rimaneggiati e 4 provini indisturbati.

Campioni rimaneggiati

Sono state determinate le percentuali granulometriche di sabbia, limo, argilla,  il valore del peso specifico, dei limiti di Attemberg ed il loro  valore di attività. Questi risultati sono riportati nella tabella 7.

  Tabella 7

Campione n°/

Granulometria

Argilla

%

Limo

%

Sabbia

%

Peso specifico

gr/cm3

LL

%

Lp

%

Ip

A

Valore Attività

Classe di appartenenza

1

29

57

14

2.775

34.96

17.69

12.27

0.62

Inattivo

Limo argilloso con sabbia

2

38

42

20

2.795

28.60

17.04

11.55

0.28

Inattivo

Limo argilloso con sabbia

3

50

32

18

2.775

28.32

17.43

10.89

Indet.

Indeterminato

Argilla limosa con sabbia

4

45

35

10

2.775

36.40

20.71

15.69

0.36

Inattivo

Argilla limosa con sabbia

Valor medio

40.5

41.5

15.5

2.78

32.07

18.22

12.52

0.42

 

 

Il valore dell’attività A è stato calcolato tramite la relazione:  

A= Ip % / Frazione granulometrica % < 2 m                             

In funzione dei valori di attività ottenuti dai campioni, in accordo con la classificazione di SKEMPTON,  sono stati suddivisi in:

-    inattivi A < 0.75

-    normali 0.75 < A < 1.25

-    attivi A > 1.25

b. Campioni indisturbati (Caratteristiche fisiche)

Tabella 8                                

Campione n. / Caratteristiche fisiche

Contenuto acqua

W (%)

Porosità

n (%)

Indice dei vuoti

e

Grado saturazione

S (%)

1

18.80

2.138

0.542

96.30

2

20.91

2.071

0,629

92.60

3

18.82

2.132

0.546

95.65

4

19.55

2.088

0.589

91.44

Valor medio

19.52

2.11

0.576

94

 

Prove meccaniche

Prove edometriche

Dai 4 campioni indisturbati sono stati ricavati diversi provini su cui sono state effettuate le prove edometriche con carichi massimi di 128 Kg . Dall’elaborazione dei dati sono stati ricavati per ciascun campione,  i valori del  Coefficiente di consolidazione Cv, la pressione di preconsolidazione sp  e l’indice di compressibilità mv.

Prova di taglio

Sui campioni indisturbati sono state effettuate delle prove di taglio semplice con la scatola di Casagrande, la prova non consentendo di controllare ne le condizioni di drenaggio ne di misurare le pressioni interstiziali, va eseguita ad una velocità che garantisca a priori l’impedimento del drenaggio. Sono stati quindi determinati per ciascun campione l’angolo d’attrito f e la coesione non drenata cu.

I risultati di entrambe le prove sono riportate nella tabella seguente.

Tabella 9

Campione n.

                   Edometrica

Taglio semplice

 

sp  (Kg/cm2)  

mv (cm2/Kg)

Cu (Kg/cm2)

f  )

1

27

0.068

0.3

18

2

21.5

0.066

0.3

11

3

26

0.027

0.3

17

4

24.5

0.096

0.3

15

Valor medio

24.75

0.064

0.3

15.25

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6.4.   Caratteristiche fisiche e meccaniche dell’argilla di base

L’argilla del Pliocene medio di Orvieto rappresenta la base dell’intera sequenza stratigrafica. Sui campioni di argilla prelevati sono state effettuate  prove meccaniche  di taglio diretto, prove triassiali non consolidate non drenate (UU) e consolidate drenate (CD).

Nell’ambito della formazione argillosa, a partire dal basso verso l’alto, distinguiamo tre orizzonti con caratteristiche fisiche e meccaniche diverse:

a.  Argilla dura  con valori di Cu compresi tra 1-1.6 MPa come si vede dalla tabella 10. La prova edometrica  effettuata sui provini di argilla ha mostrato che i valori della preconsolidazione apparente è almeno uguale a 8-9 MPa ossia 5-10 volte maggiore dei valori della preconsolidazione stimati in sito. Secondo Lembo Fazio et al., 1986, questa discrepanza  può essere attribuita all’effetto della cementazione dovuta al carbonato di calcio contenuto nella misura del 30% nella formazione argillosa.

b.  Argilla soffice con valori di Cu nettamente inferiori ai precedenti compresi tra 0.3-0.6 MPa

c.  Argilla molle

Dalla tabella 10 (Pane V. et al.) si vede come passando dall’argilla dura a quella molle si ha un continuo aumento del contenuto di acqua intergranulare, se si esclude il limite superiore dei dati del 1980.  

Tabella 10

La tabella 11 riporta i valori del peso di volume gespresso in g/cm3 , relativamente ai tre tipi di argille che si rinvengono a Orvieto.

Tabella  11

Tipo argille

Peso di volume g  (g/cm3)

Argille dure

2.099-2.14

Argille tenere

1.94-2.06

Argille molli

1.99

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6.5      Comportamento delle argille sovraconsolidate

Le resistenza allo scorrimento delle argille sovraconsolidate, cioè di quelle argille che hanno subito nel passato pressioni litostatiche superiori a quelle cui sono sottoposte attualmente, dipende dal loro grado di consolidazione.
In generale la resistenza unitaria al taglio
tf offerta dalle terre per effetto della pressione s‘ effettiva tra i suoi granuli è generalmente espressa con il criterio a rottura di Mohr-Coulomb:

tf =C’ + (s - u) tang. f                                 

dove:

C’ = Coesione efficace, cioè la forza di adesione dei grani di terra l’uno all’altro dipendente dalle caratteristiche fisiche e mineralogiche del materiale e dal grado di consolidazione.

f' = Angolo di attrito interno caratteristico della terra.

Le condizioni di taglio, in condizioni di carico usuali, sono sopportate interamente dallo scheletro solido. Le tensioni normali invece, sono somma di due componenti:

Il comportamento di un’argilla satura sottoposta a sollecitazione di taglio, poiché il drenaggio è impedito in condizioni a breve termine, è descritto in termini tensionali dai seguenti parametri:

s' = (s - u) =0   e quindi       tf =C       

in cui la tensione efficace s’ è nulla e la resistenza al taglio è data unicamente dal valore della coesione che viene detta non drenata (Cu).   

Le argille sovraconsolidate quando sono sottoposte a prove di taglio dirette  e/o triassiali, prima di rompersi subiscono un incremento di volume. Hanno in genere una rottura di tipo fragile e raggiunta la resistenza massima essa decade con l’aumentare delle deformazioni.  
Le argille ed in generale le terre, sottoposte a pressioni verticali come nel caso di Civita in cui la formazione argillosa è sottoposta al carico della placca tufacea, subiscono un incremento delle pressioni orizzontali secondo la relazione:

s0 =Ksv

dove  Kè il coefficiente di spinta a riposo delle terre.

Se viceversa subiscono una riduzione della pressione verticale, il valore snon subisce grosse variazioni per cui può ritenersi costante. Questo spiega il perché nelle argille sovraconsolidate le pressioni orizzontali possono essere anche maggiori di quelle verticali fino ad un valore massimo  smax    oltre il quale si avrebbe la rottura del materiale.  
Le argille sovraconsolidate sottoposte a variazioni dello stato tensionale, a causa di fenomeni erosivi quali le frane, modificano lo stato tensionale cui sono sottoposte subendo fenomeni di rigonfiamento (swelling) con ampliamento delle microstrutture presenti e successivamente fenomeni di rammollimento, a causa dell’infiltrazione di acqua,
s (softening).  
I tempi per il raggiungimento delle condizioni a lungo termine, sono per questi generalmente dell’ordine della decina di anni (Esu e Calabresi, 1969).  

Nel caso di Civita i fenomeni di rammollimento sono favoriti dalla presenza di fratture presenti nelle argille (argille strutturate) che si formano durante il periodo estivo e che vengono riempite successivamente d’acqua nei periodi invernali. Con il procedere del
softening si ha una continua riduzione della loro coesione sino all’ annullamento, mentre l’angolo d’attrito interno si mantiene praticamente costante. Il materiale perde il suo stato tensionale comportandosi come un’argilla nomal consolidata (Cotecchia et. Al., 1979).

Quando le argille sovraconsolidate subiscono un completo rammollimento raggiungono i valori di  resistenza minima. In questo caso parliamo di resistenza residua espressa dall’angolo d’attrito residuo il quale viene usualmente calcolato con prove di laboratorio su provini a prova di taglio anulare.  
Le argille plio-pleistoceniche di Civita di Bagnoregio appartengono alla gamma delle argille  sovraconsolidate in quanto nel passato sono state sottoposte ad un carico litostatico maggiore di quello attuale dovuto al peso del tufo eroso sovrastante  a cui va aggiunto, allontanandosi dalla rupe, il carico litostatico esercitato dallo spessore delle argille asportate la cui altezza cresce dalla rupe verso il fondovalle.  
Purtroppo non siamo in grado di valutare l’altezza massima raggiunta nel passato dalla formazione argillosa e quindi il suo carico prima della messa in posto dei tufi che l’ hanno ricoperta, come testimoniano le serie continentali nella vicina Orvieto (serie di Albornoz) il cui tetto è stato datato da Pialli et Al nel 1978 a 430.000 anni.  
Certo è che le argille sovraconsolidate di Civita di Bagnoregio soprattutto  nelle loro parti più superficiali, sono soggette a fenomeni di swelling e softening. Questi fenomeni producono nel tempo la perdita della resistenza acquisita dalle argille in virtù della preconsolidazione e si comportano, nei riguardi della resistenza al taglio, come argille normalmente consolidate (Calabresi et Al., 1985)

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