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REGIONE EMILIA-‐ROMAGNA SERVIZIO TECNICO DEI BACINI AFFLUENTI DEL PO

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THE LAVINA DI RONCOVETRO (ENGLISH) by Giovanni Bertolini (june2014)

1) History Almagià, an important precursor of landslide researchers, in publishing the first Italian inventory of landslides, coined the term of “Lavina di Roncovetro”, where Lavina meant (and means also today) Landslide in local idiom. It was the year 1907 and the landslide was already well known. For what we know, the morphological features of this landslide were not so evident in more ancient times, since the oldest existing cartographies, dating in 1821, 1828 and 1858, did not represent it (see figures). The rapid evolution of this landslide during the last century is also demonstrated by recent documents and images, as shown in the figures. In particular, the rapid retrogression of the crown, now reaching the mountaintop, is evident. Contrary to what is observed in the majority of large earth flows in Northern Apennine, the many core borings here performed did not find ancient woods or organic matter buried inside its body. The maximum observed “conventional age” by 14C method was 119 years BP, which means “modern” in calibrated years BP. Making an assumption, we can guess that this earth flow is quite young, having begun its formation during the period between the middle and the end of the XIX century and not in more ancient times (e.g. in the middle of Holocene), as is usual for similar landslides in the Northern Apennine. The rapid retrogression of the crown also results from the comparison of aerial photography in the last 20 years (see figures). In that period of time, in fact, we may estimate that about 100 k cubic metres of bedrock descended from the main scarp into the landslide body. 2) Features The 2,5 km long Roncovetro / Vedriano landslide carves the southern slope Monte Staffola from its top to the Tassobbio River where it causes the formation of a small lake. The slope is formed by sub-‐ligurian clayey calcareous-‐arenaceous flysch. The clay fraction is dominant from the mechanical point of view, causing the landslide to behave in its upper portion as a very active fluid-‐viscous mudflow, with maximum velocities up to 10 m/day. The total volume of the landslide is about 3 M of cubic metres. The landslide reactivated completely in autumn 1993, it has since slowed during the summer months but has never completely stopped. The average speed of the upper lithosome L1 is on the order of hectometres per year, while the lower (L2) moves a few decametres per year. A unique feature is the long and narrow channel, 30 to 40 m wide and deeply carved into the flysch bedrock, which links the depletion zone to the accumulation zone. In the middle-‐lower part of the slope, the upper portion (L1 in the figures) is superimposed upon the thick landslide body called here L2, built by several more ancient mudflows. 3) Upper part L1 The upper landslide body (L1) is 1,5 km long and is nourished by surficial mudflows (about 5-‐10 meters thick) coming from the main scarp that forms the “apparent” crown area (660-‐670 m asl). These mudflows are continually replenished by mud and highly mineral water


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(sulphate) coming out from a long series of springs located over the altitude of 660 m a.s.l. in the main scarp. From here to the top of the mountain (680 m asl) the bedrock is moving valleyward through rotational surfaces of rupture emerging even on mountaintop and even on the northern slope beyond the summit itself. The carpet of surficial mudflows hides the tip line of these en-‐masse sliding blocks, which may be coming out near the base of apparent main scarp (660 m). The rate of movements is here in the order of magnitude of centimetres/decimetres per year. The depth of these surfaces was measured in over 20 meters by a series of inclinometers, showing clear single-‐shear surface of displacement (“mature” stage). These instruments went out-‐of-‐service in the nineties. This mechanism of movement locally alternates with “deep creep” deformations, well represented by few inclinometer showing displacements gradually decreasing with depth and going to zero in about 20 meters (“incipient” stage). 4) The middle channel At the altitude of about 550 metres a.s.l. the landslide material enters into the narrow channel -‐about 1 km long, 30 m wide and 20 m deep-‐ carved inside the flysch bedrock. This channel has no other function than transport the mud from the depletion to the deposition area, maintaining in confined conditions the fluidity of the mud, well demonstrated by the flat surface represented in the figure. The state of fluidity here varies in time and space, causing varying flow velocities inside the moving mass. Because o this, the narrow median channel is often empty and when this occurs the source and accumulation areas appear separated. 5) Lower part L2 More downward, at about 415 m a.s.l., at the exit of the natural channel, the muddy flow brakes, losing water and spreading on the lower and older lithosome (L2), circa 700 m long, where forms a series of superimposed thin layers, circa 1 meter thick. From there, the material evolves in more plastic physical behaviour, well represented by the convex shape of the lithesome L2. From here to the valley bottom, sliding is the main mechanism of movement, as demonstrated by inclinometer I-‐12. The thickness of this portion of the landslide is about 15 metres. Reaching the Tassobbio River, the landslide material forms a dam and a seasonal small lake. The damming of the river occurs by bulging and rising of the thalveg, due to the subterranean collision of the tip of the Roncovetro landslide with the tip of another landslide moving in opposite direction on the other side of the valley. 6) Triggers The evident fluidity that characterizes the upper lithesome (L1) is remarkable: the permanent fluid state of consistency is caused by high porewater pressures maintained by percolating highly mineralised groundwater mixed with methane. The presence of methane is demonstrated by explosions occurred during the drilling operations, reported burning of water wells in proximity and by evidence of bubbling through groundwater, even if several sampling attempts failed. The important role of waters coming from the subsoil is evident in the graph of figure XXX, which represents a daily record of the water table depth with respect to the ground level. The open-‐pipe piezometer was situated on the crest of the mountain and the water table is found at the unexpected shallow depth of only 4.2 – 1.5 m. The graph shows sudden ground water table -‐ level (GWLT) rises, of several metres, which cannot be directly


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related to the amount of precipitation (Bertolini & Gorgoni, 2001). As a hypothesis, the methane lowers the groundwater’s density and facilitates its upward percolation. 7) WiGim: 2014 survey and studies The upper part of the Roncovetro Landslide (“Lavina di Roncovetro” Auctt) appear almost ideal to the implementation of the experimental monitoring network WiGim. The most important factors are:

1) the landslide shows almost continuous movements; 2) as a consequence of the existing different mechanisms of rupture (deep creep, sliding,

flowing), the upper area of the landslide shows a very large range of displacements; 3) the concave shape of the landslide allows the inter-‐visibility of the monitoring network

nodes; 4) there is the possibility to implement a parallel system of monitoring (automated

geodesy) by positioning the total station (planned in the project) on the concrete building of the aqueduct reservoir rising on the very top of Monte Staffola (680 m a.s.l.) where the site stability is guaranteed and cross-‐checkable. From there, the whole monitoring area is visible.

In consequence of that, as planned, during the early months of year 2014 a series of surveys have been performed in order to characterise this slope, aiming to implement the experimental monitoring:

1) a new terrestrial survey was performed using direct GIS mapping techniques and reporting the survey data on Google Earth, which was chosen because the more recent available topographic maps go back to the seventies and were too obsolete to be used as a cartographic basis. They are visible in some figure here.

2) two complete new airborne photo-‐geological surveys were carried out by using a Light Sport Aircraft. Observations were made inflight and about 600 images were taken, both vertical (zenital) and prospective. Based on these images, a provisional digital elevation model was edited (see below). These images have been compared with available older images that were taken in a similar way in previous years, so allowing a detailed analysis of the recent evolution of the landslide.

All these documents are visible in the following pages.

REFERENCES ALMAGIA’ R. 1907: Studi geografici sulle frane in Italia. Mem. Soc. Geogr. It, 13(1), Roma. BERTOLINI G. (con un contributo di GORGONI C.) 2001: La Lavina di Roncovetro (Vedriano, Comune di Canossa, Provincia di Reggio Emilia). Quaderni di Geologia Applicata, 8-‐2, Pitagora ed. Bologna.


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LA LAVINA DI RONCOVETRO (ITALIANO) a cura di Giovanni Bertolini (Giugno 2014)

1 It) Storia Il nome di “Lavina di Roncovetro” fu coniato da Almagià, un importante precursore dei moderni ricercatori che si occupano di frane, che pubblicò il primo e sistematico inventario delle frane d’Italia. Lavina, nel dialetto locale, significa (allora come oggi) “frana”. Correva l’anno 1907 e la frana era già ben nota. Per quel che ne sappiamo, le fattezze morfologiche di essa non erano così evidenti più indietro nel passato, giacché le più antiche cartografie che abbiamo (datate al 1821, 1828 e 1858) non la rappresentano (vedi figure). La rapida evoluzione di questa frana durante il secolo passato è anche dimostrata da recenti documenti e immagini, come appare nelle figure allegate. In particolare, è evidente la rapida retrogressione del coronamento, che oggi coinvolge addirittura la vetta del monte Staffola. Contrariamente a quanto si osserva nelle altre grandi frane dell’Appennino Settentrionale, i numerosi sondaggi a carotaggio continuo non hanno mai trovato antichi resti di legno (o altra materia organica) sepolti all’interno del corpo di frana. L’età massima riscontrata (14C conventional age) fu di 119 anni BP, che corrisponde a “modern” i termini di calibrated years BP. Possiamo quindi ritenere, come ipotesi, che questa colata di terra sia recente e che forse iniziò la sua formazione nel periodo che va dalla metà alla fine del XIX secolo e non in tempi molto più antichi (in genere l’Olocene medio) com’è usuale in simili frane nordappenniniche. La rapida retrogressione del coronamento è evidente anche dal confronto delle fotografie aeree degli ultimi vent’anni (vedi figure). In questo periodo, infatti, possiamo stimare che circa 100.000 “nuovi” metri cubi di roccia siano scesi dalla scarpata principale verso il corpo franoso. 2 It) Caratteristiche La Lavina di Roncovetro / Vedriano scava il versante meridionale del Monte Staffola dalla sua cima sino alle acque del Torrente Tassobbio, dove forma un piccolo lago. Il versante è formato da flysch argilloso / calcareo/arenitico subligure. La frazione argillosa è dominante e dal punto di vista geo-‐meccanico fa sì che la frana, nella sua porzione superiore, si comporti come una colata di fango visco-‐fluido, con velocità di spostamento che raggiungono i 10 metri al giorno. Il volume totale della frana è di circa 3 milioni di metri cubi. La frana si riattivò completamente nell’Autunno 1993 e da allora ha rallentato durante le stagioni estive senza però mai fermarsi completamente. La velocità media del litosoma superiore (L1) è dell’ordine degli ettometri all’anno, mentre quello inferiore (L2) si muove per pochi decametri all’anno. Una caratteristica peculiare è il lungo e stretto canale di frana, largo da 30 a 40 metri -‐e profondamente inciso nel flysch-‐ che collega la zona di alimentazione a quella di deposizione. Nella parte medio-‐bassa del versante, il litosoma superiore L1 sormonta quell’inferiore L2, costituito da una molteplicità di più antiche colate. 3 It) Litosoma superiore L1 L1 è lungo 1,5 chilometri ed è alimentato da colate di fango superficiali (spesse 5-‐10 metri) che scendono dalla scarpata principale che forma il coronamento “apparente” (660-‐670 m slm). Queste colate sono continuamente alimentate da fango e acque molto mineralizzate


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(solfate) che provengono da un gran numero di sorgenti situate in prossimità della scarpata principale sopra quota 660. Da qui sino alla vetta della montagna (680 m slm) la roccia di substrato si muove verso valle grazie a diverse superfici di rottura che vengono a giorno sin sulla vetta e addirittura oltre essa, sul versante Nord della montagna. Nel versante Sud, il tappeto di colate fangose nasconde la base di queste superfici di rottura en-‐masse, che potrebbero emergere alla base della scarpata principale apparente, a circa 660 m slm. Il rateo dei movimenti di queste porzioni en-‐masse della frana è qui sull’ordine dei cm/dm all’anno. La profondità delle superfici di rottura supera i 20 metri, come dimostrano i diversi inclinometri posti nel corso degli ultimi trent’anni. Essi mostrano delle chiare superfici di rottura singole (fase “matura” della rottura). Questi strumenti sono fuori servizio da oltre 15 anni, a causa della rottura completa dei tubi. Questo meccanismo di rottura semplice si alterna localmente a deformazioni tipo “creep profondo”, ben rappresentato da pochi inclinometri che mostrano una diminuzione graduale degli spostamenti con la profondità, con annullamento intorno ai 20 metri di profondità (fase “incipiente”). 4 It) Il canale intermedio Intorno alla quota 550 il materiale di frana entra nello stretto canale (lungo 1 chilometro, largo 30 m e profondo 20), scavato entro il bedrock. Questo canale non ha altra funzione che trasportare il fango dalla zona sorgente a quella di deposizione, mantenendolo in condizioni di confinamento, dove la fluidità del materiale si mantiene per lunga distanza. La grande fluidità è dimostrata dall’aspetto quasi perfettamente piatto della superficie della colata, ben mostrato dalla figura. Lo stato di fluidità varia nel tempo e nello spazio, causando variazioni di velocità all’interno della massa in movimento. A causa di questo il canale intermedio può apparire a tratti saltuariamente svuotato e quindi l’area sorgente e quella di deposizione sono completamente separate. 4 It) Litosoma inferiore L2 Più a valle, a circa 415 m slm, all’uscita dal canale naturale, il flusso fangoso rallenta, perdendo acqua e aprendosi a ventaglio sul sottostante e più antico litosoma (L2), lungo circa 700 metri. La successione di colate forma una serie di strati sovrapposti, spessi ognuno circa 1 metro. Da qui il materiale evolve in una forma più plastica, ben rappresentata dalla forma convessa della superficie del litosoma L2. Da qui sino al fondovalle il litosoma si muove come un corpo unico, per scivolamento su un’unica superficie di base, come dimostra l’inclinometro I-‐12. Lo spessore di L2 è di circa 15 metri. Nel raggiungere il Torrente Tassobbio, la frana forma una sorta di diga e un piccolo lago. Lo sbarramento avviene per inarcamento e innalzamento del thalveg, a causa della collisione sotterranea dell’unghia di frana di Roncovetro con quella della frana analoga posta sull’altro versante. 5 It) Cause innescanti L’evidente fluidità che caratterizza il litosoma superiore L1 è notevole: il permanente stato di fluidità è dovuto alle alte pressioni interstiziali mantenute dalle acque sotterranee altamente mineralizzate e sicuramente miscelate a gas metano. La presenza di metano è dimostrata dalle esplosioni avvenute durante le perforazioni, dai racconti di pozzi per acqua accidentalmente incendiatisi nelle strette prossimità e dall’evidenza costante di bollicine presso le sorgenti. Purtroppo, diversi tentativi di campionamento del gas hanno fallito per la scarsa pressione del medesimo. L’evidente ruolo delle acque salienti dal sottosuolo risulta evidente nel grafico nelle figure seguenti, che rappresenta un monitoraggio giornaliero della profondità della


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tavola d’acqua rispetto al piano campagna. Nonostante che il piezometro open-‐pipe fosse situato presso la vetta della montagna, la profondità della tavola d’acqua si trovava a una inaspettatamente scarsa profondità di soli 4.2 – 1.5 metri. Il grafico mostra improvvise salite della GWLT, di diversi metri, che non possono essere correlate direttamente alle precipitazioni (Bertolini & Gorgoni, 2001). Come ipotesi, si potrebbe pensare che il gas metano, miscelandosi all’acqua, abbassi la sua densità favorendone la risalita. 6 It) WiGim 2014: rilevamento e studi La parte superiore della Lavina di Roncovetro appare quasi ideale per testare il sistema sperimentale di rete di monitoraggio WiGim. I fattori più favorevoli sono:

1. La frana mostra movimenti quasi continui; 2. Come conseguenza dei diversi meccanismi di rottura del versante (deep-‐creep,

scivolamento, colamento) la parte alta della frana mostra un ampio range per i ratei di movimento;

3. La forma concava della superficie del corpo di frana permette una buona inter-‐visibilità dei nodi della rete;

4. Esiste la possibilità di implementare un sistema parallelo di monitoraggio con teodolite motorizzato (stazione totale), fruendo di postazioni stabili al di fuori del corpo franoso (es: il tetto del serbatoio dell’acquedotto posto sulla vetta del M.Stafffola, da cui l’intera area di monitoraggio sarà visibile).

Per questo, come pianificato, durante i primi mesi del 2014 una serie di rilievi (terrestri e aerei) sono stati condotti al fine di caratterizzare questo versante:

1. Un nuovo rilevamento geologico terrestre è stato condotto utilizzando tecniche di GIS mapping e riportando i dati su piattaforma Google Earth; le più recenti mappe topografiche (visibili in qualche figura seguente) sono già obsolete, vista la rapidità evolutiva del versante.

2. Due nuovi rilevamenti fotogeologici aerei sono stati eseguiti utilizzando come vettore un aereo Light Sport Aircraft. Diverse osservazioni sono state fatte in volo, con l’ausilio di circa 600 foto, sia zenitali che prospettiche. Sulla base di queste immagini, un modello digitale del terreno è stato prodotto (vedi oltre). Queste immagini sono state confrontate con altre disponibili più vecchie, prese in simili condizioni, in modo da eseguire una dettagliata analisi evolutiva.

I citati documenti sono visibili nelle pagine seguenti. BIBLIOGRAFIA ALMAGIA’ R. 1907: Studi geografici sulle frane in Italia. Mem. Soc. Geogr. It, 13(1), Roma. BERTOLINI G. (con un contributo di GORGONI C.) 2001: La Lavina di Roncovetro (Vedriano, Comune di Canossa, Provincia di Reggio Emilia). Quaderni di Geologia Applicata, 8-‐2, Pitagora ed. Bologna.


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Figures Landslide characterisation (from bibliographic sources, see Bertolini & Gorgoni 2001):

Figure 1-‐ Geological Map: LEGEND -‐ 1) Reactivated earth-‐flow landslide; 2) Reactivated earth-‐slide landslide; 3) earth flow, dormant; 4) rotational/translational slide, active; 5) RAN: Ranzano Formation (Eo-‐Oligocene); 6) MST3: Mount Staffola Formation (Vedriano Member: a-‐marly lens; b-‐shaly lens); 7) MST2: Mount Staffola Formation (Borzano Member: c-‐ conglomerate member), Upper Paeocene -‐ Middle Eocene; 8) Units pertaining to the Ligurian Domain: APA: Palombini Shales (Lower Cretaceous); SCB: Scabiazza Arenites (Turonian?-‐ Lower Campanian); AOF: Ophiolitic Shales Auctt. (Upper Cretaceous); AVV :Cassio “Varicolori” Shales (Santonian-‐Campanian); d: ophiolites; 9) strike and dip of bedding planes; 10) tectonically-‐originated unit boundary; 11) fault; 12) landslide main scarp; 13) trace of geological cross-‐section A-‐A’.


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Figure 2 -‐ Upper Lithosome (L1) Geological Map: LEGEND: 1) Reactivated earth-‐flow landslide; 2) Reactivated earth-‐slide landslide; 3) earth flow, dormant; 4) rotational/translational slide, active; 6) MST3: Mount Staffola Formation (Vedriano Member: a-‐marly lens; b-‐shaly lens); 7) MST2: Mount Staffola Formation (Borzano Member: c-‐ conglomerate member), Upper Paeocene -‐ Middle Eocene; 9) strike and dip of bedding planes; 10) tectonically-‐originated unit boundary; 12) landslide main scarp.


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Figure 3 – Geological cross – section A-‐A’; for symbol see previous figures

Figure 4: Plan view of the landslide evolution from 1936 to 1997 (after aerial photographs, maps and surveys by the Author). The colour white pinpoints the dormant portion of the landslide whilst black shows the active one.


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Figure 5: Geotechnical diagrams.


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Figure 6: this graph shows the trend through time of groundwater level , measured inside a 40 metres deep Norton-‐tube piezometer, with daily automatic recording. LEGEND: a-‐ daily total precipitation in mm (histogram); b – water table depth with respect to ground level in mm; c, d – reactivations of the landslide.

Figure 7: Aerial images of the landslide in 2001 (left) and in 2014 (right).


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Figure 8: White sulphate springs near the main scarp (660 m asl)

Figure 9: the flat surface of the landslide inside the middle channel.


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Figure 10: january 11th, 1996: the damming phase of the Tassobbio torrent is portended by the extrusion of cataclastic clays in the middle of the riverstream. A similar phemomenon had been observed in 1993.


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Figure 11: historical maps where the landslide is not represented (1821, 1828, 1848).


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Figure 12: Present situation (from specific geological 2014 survey).

Figure 13: A recent aerial image.


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Figure 14: 2014 DEM obtained by aerial photos, with interpretation: A: sliding en-‐masse blocks; B: main scarp; C: earth flows.


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Figure 15: 2014 updated morphological map. For symbol see previous figure. Because of the rapid evolution of the landslide -‐as evident by comparison with the others figures and photos-‐ this topographic map (made in the seventies) in the upper part of the slope does not represent the present morphology.

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