Processi di versante - geomatic.disat.unimib.itgeomatic.disat.unimib.it/home/valter/didattica/s...climi umidi e caldi, interessati da suoli in lento movimento con proﬁli convessi

Processi di versante

Versanti: terre elevate tra fondi vallivi (implica l’esistenza di un’inclinazione).

Processi di versanti: Movimenti di roccia e suoli dovuti a spostamenti di massa, impatti di pioggia e flusso superficiale di acqua.

martedì 4 ottobre 2011

Geometrie dei versanti

ProfiloForma del versante

Topografia

Convesso

Divergente

Cresta

Lineare

Planare

Piana

Concava

Convergente

Avvallamento


Due tipi fondamentali di versante:

Roccia in posto (Bedrock) ! Produzione di suolo < erosione! Suolo ridotto o mancante con bedrock in superficie. ! Sedimento trasportato è poco alterato ! La forma del versante è controllata dalle ! ! proprietà fisico-meccaniche della roccia.

Presenza di un suolo! Produzione di suolo ≥ erosione! Strato superficiale di suolo copre la roccia ! Sedimento trasportato percorre poca strada.! Forma del versante controllata dalle proprietà del ! ! suolo, sua produzione e dal tasso di trasporto


Scarsa alterazione (bedrock)

Versanti inclinatiSuolo sottile o assenteComuni in climi aridi

Presenti anche in aree umide in rapido sollevamento e versanti a basso tasso di alterazione per il continuo rinnovo (es. rocce dure), frane in roccia e ritiro del versante lungo angoli limite

Evoluzione dei Versanti


Versanti in roccia

Versanti in roccia tipici di aree aride e semi-aride con bassa produzione dei suoli.


Totem Pole formation, Monument Valley, Navajo Tribal Park


Bedrock hillslopes, Brice Canyo, Utah


Trasporto limitato (suoli sviluppati)

Bassa inclinazione con spessi suoligeneralmente inclimi umidi e caldi,interessati da suoli in lento movimentocon profili convessidei versanti.

Evoluzione dei Versanti


Versanti con suoli sviluppati

Tipici di climi umidi e di regioni tropicali dovuto allʼampio sviluppo della copertura pedologica.


Versanti con suoli sviluppati, Bolivia


Versanti in regioni umide tendono ad essere mantati di un suolo ed erosi da processi che si diffondono sul versante, con il progressivo arrotondamento e abbassamento del profilo del versante. Nel tempo si ottiene un gradiente di versante che gradualmente diminuisce.

Versanti in regioni aride tendono ad essere erosi con un progressivo arretramento parallelo del versante stesso, attraverso processi gravitativi di caduta di rocce. Questo permette di preservare la forma ed inclinazione del versante, pur ottenendo un suo arretramento.


Caratteristiche dei materiali

Alcuni concetti base:

Stress - forza per unità di area! ricordiamo che forza = massa * accelerazione !! (F = ma)

Stress normale – Forze agiscono perpendicolari allʼareaStress di taglio (shear) – Forze agiscono parallele allʼarea



(φ) angolo di attrito interno (friction angle) Caratterizza la resistenza per attrito tra le particelle di un materiale.

(C) coesioneForza interna di un materiale in assenza di ogni carico.

Resistenza al taglio (shear strength)Lʼabilità del materiale a resistere alla deformazione e rottura ed è funzione di φ e di C.


Equazione di resistenza al taglio di Mohr-Coulomb

La resistenza al taglio totale (s) del materiale che compone il versante è

! s! =! C + σ' tanφ! !

Dove σ' lo stress normale effettivo



L’angolo di attrito interno determina come la resistenza del materiale varia al variare delle forze confinate, come si può osservare dall’inclinazione della retta che deriva dalla relazione tra le forze di taglio e la forza normale.

La coesione è la proprietà intrinseca del materiale senza pressione confinante. La coesione aumenta dalla resistenza dovuta alla presenza di radici.

Data la natura granulare, la sabbia ha un alto angolo di attrito (30°-40°), invece le argille presentano un’alta coesione.


Proprietà dei suoli

Resistenza dei suoli: Valori tipici di sabbia e argille

Materiale! ! Angolo di attrito(°) ! Coesione (kPa)

Sabbia uniforme densa! 32 - 40! ! 0!Piane fluvioglaciali ! sabbiose! ! 36 ± 11! ! 12 ± 9Argille organiche suoli! 22 -27!! ! 20 - 50Argille glaciali coese! 30 - 32! ! 70 - 150


Proprietà delle rocce

Resistenza delle rocce: Laboratorio vs terreno

Materiale! ! _____Angolo di attrito(°) ! Coesione (kPa)Campione di arenaria (lab)!! 35 - 45! 10,000 - 30,000Campione di argilliti (lab)! ! 25 - 35! 1,000 - 20,000Arenaria (field) ! ! ! 17 - 21! 120 - 150Argillite (field)! ! ! 20 ± 6!! 69 ± 32

Resistenza delle rocce = f (scala) dovuta alle discontinuità


Stabilità di versante

Versanti cadono quando sforzo di taglio > resistenza al taglio

Rapporto che governa le forze di resistenza = fattore di sicurezza (FS)

! ! FS =! Resistenza al taglio! ! ! Sforzo di taglio

Alla frattura FS = 1.0Versante è stabile se FS ≥ 1Versante è instabile se FS ≤ 1


Scivolamenti superficiali 8suoli)

Scivolamenti superficialiMobilizzazione di materiale alla superficie – generalmente regoliteTra i maggiori agenti geomorfologici nel paesaggio montano.

Avviene durante le precipitazioni per la riduzione della resistenza al taglio dei materiali.


Movimenti profondi (roccia)

Mopvimenti profondiMobilizzazione di materiali più profondi, compresa la roccia sottostante. Altro maggiore agente geomorfologico del paesaggio montano.

Avviene durante precipitazioni e terremoti per la riduzione della resistenza al taglio dei materiali.



Forze di resistenza:Forze che resistono alla rottura derivano dalla resistenza dei materiali che compongono il versante, caratterizzarti dall’angolo di attrito (Φ) e dalla coesione (C).

Forze di scivolamento:Forze che favoriscono la sono le componenti del peso del corpo sopra il piano di rottura. La forza di galleggiamento (Archimede) dell’acqua presente nei pori, riduce ulteriormente le forze che resistono allo scivolamento.


Modello versate stabilità infinita

Massimo angolo di stabilità per materiali secchi senza coesione (C = 0; dry, m=0; FS = 1)

1 = ! g h cos2β tanφ = cosβ tanφ = tanφ! g h sinβ cosβ sinβ ! ! ! tanβ

Per cui, tanβ = tanφ

Lʼangolo massimo di stabilità per materiali secchi e senza coesione è uguale allʼAngolo di Attrito.



Massimo angolo di stabilità per materiali saturi senza coesione. (C = 0; m = 1; FS = 1)

1 = ! h cos2β (γ-γw) tanφ = (γ-γw) tanφ ! γ h sinβ cosβ γ tanβ !

Per cui, tanβ = [(γ-γw)/ γ] tanφ

Dato che γ ≈ 2 γw , ! tanβ = tanφ 2

Massimo angolo di stabilità per materiali saturi senza coesione è uguale alla metà dellʼAngolo di Attrito.



Debris flows tipicamente si sviluppano su versanti di 26°-45°.

Per suoli sabbiosi grossolani φ ≤ 45°e per cui tanφ ≤ 1.0. La massima inclinazione di molti versanti con suoli è di circa 45°.

Metà dellʼAngolo di Attrito (tanφ/2 = 0.5) equivale ad un versante di 26°. Debris flows raramente iniziano su versanti inferiori a 26°.



Soglie di inclinazioneUna volta che il versante ha raggiunto il massimo angolo di stabilità il tasso di erosione è dominato da unʼaumento della frequenza di frane e scivolamenti invece che da unʼulteriore aumento dellʼinclinazione del versante stesso.


Sui versanti dove le frane sono rare (<26°) l’erosione aumenta linearmente con l’inclinazione.

Sui versanti dove le dominano l’erosione (>30°), l’erosione può aumentare con piccoli aumenti di inclinazione per il superamento di soglie, con angoli tipici tra i 30° ed i 40°

Globalmente, il tasso di erosione aumenta con il rilievo locale (misurato come il rilievo medio in un raggio di 10 km). A basso-medio rilievo locale, il tasso di erosione aumenta lentamente, invece per valori alti, aumenta drammaticamente. Sia rilievo medio che l’inclinazione media sono collegati ed entrambi dipendenti dalla scala

Il livello superiore di inclinazione soglia (o rilievo locale) varia in funzione della resistenza della roccia o del suolo. Rappresenta la transizione nella zona dove il controllo del tasso di erosione del versante passa dall’inclinazione del versante alla frequenza dei fenomeni franosi.



Tipi di movimenti di massa

CI sono 4 meccanismi diversi nel movimento di massa:

! Flusso

! Scivolamento

! Colamento

! Caduta

Tassi di movimento variano in modo sostanziale tra i vari tipi.


Movimenti di massa

Flusso

Movimento di massa avviene per sforzi di taglio, ma senza un definito piano di scivolamento.

Lo sforzo di taglio è massimo alla base del flusso.


Movimenti di massa

Scivolamento

Si forma una frattura lungo un definito piano di taglio.

Sforzo di taglio è uniforme lungo tutto il flusso.

La resistenza al movimento crolla dopo la rottura; il movimento continua fino a quando non incontra una sufficiente resistenza, anche per una diminuzione dell’inclinazione del versante.


Movimenti di massa

Colamento

Movimento lungo versante legato a espansione e contrazione ciclica legata alla gravità.

Tipicamente si ha un lento creep.


Movimenti di massa

Cadute

Movimento di suolo o roccia attraverso l’aria.

Avviene solamente in presenza di versanti molto inclinati.


Processi erosionali

• Impatti da pioggia• Creep di suoli• Flussi superficiali• Movimenti di massa


Trasporto di sedimento dovuti all’impatto di gocce di pioggia su sedimento non consolidati.


Flussi superficiali

Erosione per flusso superficiale è raro nelle aree di foresta e montane perché:

Piogge tendono ad infiltrarsi nel suolo.

Il terreno tende a resistere all’erosione per la presenza della vegetazione.

Erosione per flusso superficiale è più comune in aree semi-aride o aree con forti disturbi dei suoli.


200 m dalla cresta

~400 m dalla cresta


~800 m dalla cresta

1200 m dalla cresta


Soil Creep

Lento – troppo lento da percepire senza misure o altri indicatori.

Soil creep

i) Tipicamente è segnalato da recinti inclinati, alberi con tronchi concavi, ecc…

! Eʼ un processo con velocità si mm/yr o meno

ii)! Soliflusso: lento flusso di materiale coesivo saturo in acqua, a volte aiutato dal gelo (geliflusso)


Soil Creep

Figure 13.27martedì 4 ottobre 2011

Pistol Butt trees, Nevada (soil creep)


“Terracettes”

terrazzettemartedì 4 ottobre 2011

Rock Creep

Rock CreepDeformazione gravitativa lenta dovuta a versanti in roccia molto inclinati.

Deformazione meccanica.

Rock creep, Marathon, Texasmartedì 4 ottobre 2011

Rock Creep


Nei Flussi, lo sforzo di taglio avviene attraverso il movimento di massa senza un definito piano di scivolamento; il materiale viene distrutto durante il flusso.

Negli Scivolamenti, la frattura avviene lungo un ben definito piano si taglio; i blocchi di materiali sopra la rottura, possono muoversi come un’unità coerente, preservano le strutture e forme relitte.

Nei Crolli, rocce o suoli si muovono verso il basso attraverso l’aria. Le cadute possono avvenire solamente su versanti molto ripidi, tali come falesie o terrazzi.


Flussi di detrito (Debris Flows)

Debris flows

Sono flussi di materiale roccioso o detrito, saturo dʼacqua, che si muovono con varie velocità allʼinterno di canali ben distinti.

Tipicamente avviene in suoli/terreni granulari e grossolani

Tolt River, Washingtonmartedì 4 ottobre 2011

Debris Flows

Deformazioni interne

Contenuto relativamente alto di acqua – flusso di tipo fluido.

Avviene una frattura lungo un piano ben definito all’interfaccia suolo-roccia.

Tolt River, Washingtonmartedì 4 ottobre 2011

Debris Flows Debris flows: rapido movimento di suolo, roccia e acqua che percorre lunghe distanze.

Area sorgente: Controllata dall’umidità del suolo e dall’inclinazione del versante; tipicamente da 26° a 45°.

Zone di distacco e trasporto: Alcune frane superficiali percorrono lunghe distanze dalla zona di distacco lungo strette valli o canaloni – possono aumentare da 100 a 1000 volte il proprio volume.

Zona di deposizione: I depositi di debris flows raggiungono quindi zone di versanti con inclinazioni molto basse dove la resistenza del materiale supera lo sforzo di taglio: da 3° a 6°.


Debris Flows Area Sorgente:Debris flows si generano normalmente in suoli superficiali sottili su inclinazioni >26°. Impluvio molti incisi sono tipicamente le aree sorgenti.

Zona di trasporto:Debris flows possono crescere sostanzialmente per abrasione del materiale lungo il loro percorso. I detriti nel percorso costruiscono degli argini lineari.

Zona di deposizione:La deposizione dei debris flows avviene quando il versante diventa poco inclinato e la resistenza al taglio supera le forze di movimento. Il deposito può contenere massi sparsi e tronchi d’albero.


Sedimenti grossolani fluiscono lungo il versante (Sierra Nevada a sud di Reno, Nevada)

Movimento (runout)Debris Flow


Debris flow (runout)

Venezuela, 1999 dopo 20 centimetri di pioggia sono stai seguiti da altri 90 cm di pioggia in 2 settimane!


Caduta/scivolamento di rocce coerenti o unità di suoli attraverso una rotazione dellʼintero corpo

Scivolamento/caduta

Piede

Testata


Scivolamento

Scivolamento composto da:

Nicchia di distacco

Piede

Blocchi di rotazione

Deformazione interna estremamente variabile


Flussi di terra (Earth Flows)

Earth flows – materiale contenente acqua che si muove generalmente in modo lento, composto da suoli o roccia fine

Slump / earthflow, central California


Scivolamento traslazionale

Transazionale, scivolamento lungo una superficie piana


El Salvador dopo un terremoto di magnitudine 7.7, 2001

Danni da frane


Danni da frane

La Conchita Landslide,1995 (9 case distrutte)

La Conchita Landslide,2005(10 morti, 13 case distrutte)


La Conchita Slump


La Conchita Slump


La Conchita Slump

Erano e sono presenti tracce di vecchi scivolamenti facilmente riconoscibili dalla morfologia, attraverso delle depressioni e contropendenze appena sotto la cresta.


Scivolamenti rotazionali

Scivolamenti rotazionali in Alaska

Notare come lo scivolamento ha spostato materiale di frana lontano nella valle.


Complex slump, Central California


Scivolameno planare superficiale ha rismosso “suolo” su till glaciale, Vermont


Scivolamento rotazionale, Anchorage,

Alaska, 1964

Notare vecchie tracce di frana lungo la scarpata.


Scivolamento roccioso (Rock Avalanches)su Marte


Valange di roccia(Rock avalances)

Frane in roccia possono limitare il rilievo delle catene montuose.

Mt. Cook, New Zealand:– Gli ultimi 10 metri

della cima sono caduti in una valanga di roccia massiva il 14 Dicembre 1991.

Testata

Runout

Deposito


Valanga di detriti (debris Avalanche)

St. Elias Range, Alaska


Nevado HuascaranCordillera Blanca, Peru

Terremoto del 1970 Rottura presso la cima.

Caduta verticale di 4,100 mDistanza orizzontale percorsa 16 km

Velocità > 300 km/hMorti > 20,000 persone


Rock Avalanches


Rock avalances

Frana della Val Pola: 28 Luglio 1987, Valtellina, Italia

40 Milioni m3 di roccia crolla sul paese di S. Antonio Morignone e sulla frazione di Aquilone, alla velocità di 400 km/h

Anche se a seguito di una evacuazione morirono 37 persone.


Valanghe

Caduta massiva di neve causata dalla differenza di densità tra strati di neve da diverse nevicate…


Valanghe

Caduta massiva di neve causata dalla differenza di densità tra strati di neve da diverse nevicate…


Crolli in roccia

Crolli

Comunemente in zone aride e semiaride, ma possono essere legate a terremoti in presenza di versanti ripidi in tutti gli ambienti.

rapidi e osservabili

Pasig-Potrero River, Philippinesmartedì 4 ottobre 2011

Crollo causato da spinta da congelamento, Yosemite NP(1996).

Area arrampicata chiamata Glacier Point.

162,000-ton granito.250 km/h velocità.

Ucciso molte persone.

Crolli in roccia


Rockfall, Pasig-Potrero River, Philippines


Frana in azione

• Tendono ad essere eventi minori, ma possono complessivamente generare modificazioni significative di topografia.


Depositi (conoidi) di versantiConoidi accumulano detriti quando la rimozione alla base è inferiore al materiale in caduta.

Judean desert, Israel


Coesione della vegetazione sui versanti

Tipo di vegetazione C' (kPa) Reference Abete Duglas costiero (ceppaia) 16.7 ; 2.3 Burroughs & Thomas (1977)Abete Duglas Rocky Mnt. (Ceppaia) 8.3 ; 2.9 Burroughs & Thomas (1977)Foresta Alaska SE 3.4 - 5.9 Wu et al. (1979); Swanston (1970) Latifoglie miste 13.1 Reneau & Dietrich (1987)Ontano 2 – 12 Endo & Tsuruta (1969)Betulla 1.5 - 9.0 Takahasi (1968)Latifoglie 4.3 Riestenberg & Sovonick-Dunford(1983)Arbusteto 0 - 3.0 Terwilliger & Waldron (1991)Arbusteto incendiato 0.4 - 0.8 Terwilliger & Waldron (1991)Prateria 0.5 - 0.7 Terwilliger & Waldron (1991)Felce 1.7 Burroughs (1984)


Cicatrici di Debris Flows a CB1 and CB2, Coos Bay, Oregon


CB2 debris flow, Coos Bay, Oregon


Nicchia di distacco di CB2 debris flow, Coos Bay, Oregon


CB2 debris flow, Coos Bay, Oregon

Debris flow alla base di un versante che si trasformano in un reticolo idrografico.


Incisioni su versanti

Problema: Come fanno gli avvallamenti (piccole valli) a persistere se vengono naturalmente riempite di materiali?

Soluzione: è necessario unʼaltro processo – I grandi fiumi erodono le valli, ma cosa succede dove piccoli avvallamenti non hanno acqua che scorre regolarmente al loro interno.

La convergenza topografica crea aree umide dove la falda freatica influenza la stabilità del versante – aree inclinate e convergenti tendono a muoversi.


Sezione trasversale ad un avvallamento riempito di colluvio. Washington



Riempimenti di colluvio che accumulano nelle incisioni sulle depressioni in roccia sono legati a movimenti superficiali i.e. ruscellamenti) che portano alla formazione di instabilità del versante.

Nel tempo le incisioni vengono di nuovo riempite di materiale eroso dai versanti superiori, andando a re-iniziare il ciclo.

Dopo la rottura, la superficie del bedrock può essere incisa prima che il materiale colluviale riesca a riempire l’incisione.

Ciclo di riempimento e svuotamento delle incisioni


Calanchi su incisioni riempite, Pacifica, California



Sviluppo di incisioni di versante, Pacifica, California


1982 debris flow, Pacifica, California


Incisione drenata con un canale, Northern California


Formazione dei canaliTesta dei canali: La parte più a

monte dove l’acqua si concentra in un flusso tra due rive.– Transizione tra ruscellamento e I

canali. – “punto di equilibrio” nel trasporto dei

sedimenti tra processi diffusi e processi di incisione.

Canali che necessitano di

ruscellamento iniziale.

Inizio dei canali avviene per:– Flusso superficiale saturo– Erosione per infiltrazione


Xc è la distanza critica tra la cresta del bacino a quella d’inizio dello scavo del canale.


Cono di cenere con ruscelli, Kohala, Hawaii

Xc è la distanza critica tra la cresta del bacino a quella d’inizio dello scavo del canale.


Valli senza canali si formano quando la resistenza del materiale che compone la superficie supera quella del flusso superficiela. à Xc molto grande.


Versanti convessi, Marin County, California

La parte più elevata senza canali delle valli può diventare sede di movimenti di versanti per la presenza di suoli colluviati per creep superficiale e della saturazione dei colluvi stessi.


Ruscelli si formano su versanti esterni alle valli dove la resistenza all’erosione della superficie è minore rispetto la capacità di scorrimento superficiale à Xc molto piccolo.


Ruscellamento, New Mexico


Ruscellamento su bancata stradale, Brazil


Canali in formazione alla base delle incisioni.


14 m across

3200 m across

Paesaggio è composto da creste e valli a tutte le scale, ma solo alla scala più dettagliata rivela la natura del network in formazione e definisce la transizione tra versanti e valli.

Montgomery and Dietrich, 1992, Sciencemartedì 4 ottobre 2011

cabd

Rete di canali ha un’estensione finita.

Lo spazio tra gli avvallamenti a scala ridotta dipende dalla competizione tra incisione valliva e processi di erosione.

L’analisi frattale può portare a definire la transizione canale-versante.


Localizzazione de la testa del canale e topografia.

Montgomery and Dietrich, 1989


Inizializzazione dei canali

Modello per la formazione di canali da frane superficiali.

– Topografia convergente causa l’accumulo di colluvio eroso da versanti adiacenti.

– Alla soglia critica, I franamenti avvengono con esposizione del materiale sottostante.

– L’erosione del materiale sottostante per saturazione da scorrimento superficiale inizia a formare I canali.


Testa di calanco, Tennessee Valley, California

Testata di canale controllata da infiltrazione su versante a bassa inclinazione.


Flusso superficiale controlla la testata dei canali su versanti a basso angolo.

United Kingdom Tennessee Valley, Californiamartedì 4 ottobre 2011

Frane controllano la testata dei canali. Versanti inclinati.


Montgomery and Dietrich, 1992, Science

Canalizzato

Testa canale

Non canalizzato

Oregon Coast Range N. California

S. California Summary

Canali iniziano quando il ruscellamento superficiale supera la resistenza all’erosione della superficie.


Applicazione su DEM della soglia versante-area canalizzata

Non canalizzato = versante

Transizione

Canalizzato

Canali osservati sul terreno.

Montgomery and Dietrich, 1992, Science


La dimensione dell’area sorgente dei canali riflette il bilancio tra i processi atti a incidere i canali e la resistenza all’erosione della superficie. Conseguentemente, versanti inclinati soggetti a alte precipitazioni producono le minori aree sorgenti.

La dimensione dell’area di formazione dei canali, governata dal ruscellamento sub-superficiale, tipicamente diminuisce con l’inclinazione del versante. Versanti inclinati permettono la formazioni di piccole aree sorgenti con alta densità di drenaggio. In regioni dove esiste un controllo strutturale l’area sorgente può essere indipendente dall’inclinazione.

Regioni secche tipicamente hanno ampie aree sorgenti dei canali a parità di versanti. Conseguentemente, queste regioni tendono ad avere ampi versanti con bassa densità di drenaggio. Viceversa in regioni umide si formano piccole aree sorgenti con alta densità di drenaggio.




Verso i fiumi…


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