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39
Italian Journal of Engineering Geology and Environment, 2 (2011)
© Casa Editrice Università La Sapienza
www.ijege.uniroma1.it
DOI: 10.4408/IJEGE.2011-02.O-03
V
incenzo
FRANCANI
(*)
, P
aola
GATTINONI
(**)
& R
affaele
RAMPAZZO
(***)
(*)
Politecnico di Milano - D.I.I.A.R - Piazza Leonardo da Vinci, 32 - 20133 Milano, Italy - Email: vincenzo.francani@polimi.it
(**)
Politecnico di Milano - D.I.I.A.R - Piazza Leonardo da Vinci, 32 - 20133 Milano, Italy - Email: paola.gattinoni@polimi.it
(***)
ARPAV DS-Belluno - U.O. Idrologia e Idrometria - Belluno, Italy - Email: raffaele.rampazzo@alice.it
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO
DELLE AREE PERIGLACIALI
SLOPE INSTABILITY TRIGGERED BY CLIMATE CHANGE IN PERIGLACIAL AREAS
RIASSUNTO
Lo studio si propone di valutare le conseguenze del cambia-
mento climatico sull’assetto idrogeologico delle zone periglaciali
alpine, dove lo scioglimento del permafrost può portare alla per-
dita di capacità portante dei suoli, con effetti negativi sulle strut-
ture, e ad un incremento della frequenza e della magnitudo degli
eventi franosi. In particolare, lo studio mira ad individuare, trami-
te una modellazione idrogeologica e geomeccanica, le condizioni
geomorfologiche e climatiche critiche, capaci cioè di favorire (le
prime) ed innescare (le seconde) l’instabilità di pendii montani in-
teressati dallo scioglimento del permafrost. A questo scopo si sono
dapprima identificate le caratteristiche tipiche delle aree soggette
allo scioglimento del permafrost, ricostruendo il modello concet-
tuale del fenomeno. L’analisi modellistica è stata condotta con ri-
ferimento all’Alta Valmalenco (SO), per la quale si sono ricostruiti
i profili termici corrispondenti a diversi scenari climatici; si è poi
simulata la risposta tenso-deformativa del versante, identificando
i meccanismi di rottura più probabili al variare del tipo di perma-
frost e le relative soglie di innesco. I risultati della modellazione
hanno evidenziato che, a causa dell’elevato contenuto d’acqua, i
cinematismi innescati sono per lo più riconducibili a flow sliding o
debris flows e sono spesso concomitanti con fenomeni di piping e
di liquefazione.
P
arole
chiave
: permafrost, cambiamento climatico, frana
INTRODUZIONE
Il riscaldamento globale avvenuto negli ultimi decenni ha portato
sia ad un cospicuo ritiro dei ghiacciai sia allo scioglimento del per-
mafrost (B
ateau
et alii, 2004). Quest’ultimo fenomeno, benché meno
evidente, può risultare particolarmente critico in quanto lo sciogli-
mento del ghiaccio presente nel sottosuolo nelle zone montuose delle
medie latitudini può innescare diverse forme di dissesto idrogeologico
(H
aeBeRli
et alii, 1997; K
ääB
et alii, 2005; G
eeRtsema
et alii, 2006).
Definiti i termini del problema, in relazione al tipo di permafrost
e alle indagini per la sua individuazione, alla correlazione tra cambia-
mento climatico e scioglimento del permafrost coi relativi effetti sulla
stabilità dei versanti, lo scopo del lavoro è stato quello di individuare le
ABSTRACT
The paper deals with slope instabilities triggered by the thaw of
mountain permafrost related to climate change. Warming-induced
permafrost degradation is likely to lead an increasing in scale and fre-
quency of slope failures and may cause thaw settlement damages to
foundations. At the same time, human settlements, infrastructural de-
velopment and tourism in high mountain areas are expanding, which
intensifies permafrost-related risks.
The aim of the study was the understanding of the geomorpho-
logic and climatic critical characteristics, through a hydrogeological
and geomechanical modeling of mountain slopes interested by thaw-
ing permafrost. At this aim, the typical features of the areas exposed
to thawing permafrost-related slope instabilities were identified, with
reference to a specific study area located in Italian Alps (Valmalenco,
Sondrio District). Thus, considering different permafrost typology, a
hydrogeological and geomechanical modeling was carried out to sim-
ulate the tenso-deformative response of the slope and to point out the
effects of thawing permafrost on stability, with particular attention to
the definition of triggering thresholds and the identification of typical
kinematisms. At this regard, modeling results showed that, because
of the high water content, the kinematisms triggered by thawing per-
mafrost are mostly debris flows and they are often concomitant with
piping phenomena and liquefaction.
K
ey
words
: permafrost, climate change, slope instability
INTRODUCTION
The global warming related to the climate change of the recent
decades is one of the main causes of both glacier shrinkage and thaw-
ing permafrost (B
ateau
et alii, 2004). Whereas the first effect is well
evident in the eyes of the world, the second one is more hidden even if
it can be much more critical, because of its influence on slopes stabil-
ity in lower latitude mountains (H
aeBeRli
et alii, 1997; K
ääB
et alii,
2005; G
eeRtsema
et alii, 2006).
The aim of the present study was the understanding of the geo-
morphologic, geologic, hydrogeologic and climatic critical character-
istics able to trigger slope instabilities in thawing permafrost areas. At
this aim, the study was subdivided in different phases.
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CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
First, according to the existing literature, the typical features of
the areas exposed to thawing permafrost-related slope instabilities
were identified (in term of permafrost typology, correlation between
climate change and thawing permafrost, effects on slopes stability),
with particular reference to a specific study area located in Italian
Alps (Valmalenco, Sondrio District).
Thus the conceptual model of the phenomenon was pointed out,
considering different permafrost typologies; also, ground temperature
profiles corresponding to different climate change scenarios were con-
sidered. On the base of this conceptual model a detailed hydrogeologi-
cal and geomechanical modeling was carried out to simulate the tenso-
deformative response of the slope and to point out the effects of thawing
permafrost on stability, with particular attention to the definition of trig-
gering thresholds and the identification of typical kinematism.
PROBLEM DEFINITION
PERMAFROST THAWING RELATED TO CLIMATE CHANGE
In order to deal with the impact of changing atmospheric condi-
tions on alpine permafrost and to assess the potential of permafrost
related hazard, it is essential to establish a link between the latest
developments in cryospheric and atmospheric science.
Mountain permafrost, that is the permanently frozen ground,
has a complex spatial distribution that depends largely on climatic,
topographic (i.e. altitude), geologic, hydrologic and surface cover
conditions (H
oelzle
et alii, 2001). Among them, climatic conditions
undoubtedly play a predominant role in its distribution, thickness,
temperature and slope-related stability (n
elson
, 2003).
Recent studies dealing with the use of regional climate models to
drive impact models on alpine permafrost have already been carried out
(s
alzmann
et alii, 2007). Although the precise effects of air tempera-
ture warming on permafrost are difficult to assess, nevertheless most
discontinuous (warm) permafrost would be destabilized and eventu-
ally disappear with only a modest rise in the mean annual temperature
(s
mitH
, 1990). Hence, areas in the vicinity of the altitudinal permafrost
limit are especially endangered when the mean atmospheric tempera-
ture rises. While many centuries could be required for complete deg-
radation, thawing from the top down would has already began, with
serious impact. Likely impacts of warming surface temperatures with-
in the permafrost zone include active-layer thickening, basal melting
causing permafrost thinning, and hydrogeological changes.
The monitoring data of the last years in the Murtel-Corvatsch
area (Switzerland) show an overall warming trend, even if with high-
amplitude interannual fluctuations, that reflect early winter snow
thickness and duration rather than mean air temperature (H
aRRis
et
alii, 2003). Also, the active layer monitoring at Italian alpine sites
shows thickness variations between 193 and 229 cm relate to both the
snow cover and to the temperature changes (G
uGlielmin
, 2004). Oth-
ers similar example can be found worldwide, from America (l
yle
et
alii, 2004) to Nepal (f
uKui
et alii, 2007) and Central Asia (J
in
et alii,
2000; m
aRcHenKo
et alii, 2007).
condizioni geomorfologiche e climatiche critiche, cioè in grado di porta-
re allo sviluppo di fenomeni di instabilità. A tal fine, si sono innanzitutto
identificate le aree soggette allo scioglimento del permafrost e i cinema-
tismi franosi ad esso associati, in modo da ricostruire il modello concet-
tuale del fenomeno da utilizzare nella successiva analisi modellistica.
Quest’ultima è stata condotta con riferimento alla Valmalenco
(Provincia di Sondrio), tenendo conto di differenti tipologie di per-
mafrost, nonché di diverse possibili variazioni del profilo termico nel
sottosuolo. Sulla base del modello concettuale così implementato, è
stata condotta una dettagliata modellazione idrogeologica e geomec-
canica simulando la risposta tenso-deformativa del versante e valu-
tando gli effetti dello scioglimento del permafrost sulla stabilità, con
particolare attenzione alla definizione dei meccanismi di innesco e
dei cinematismi più probabili.
DEFINIZIONE DEL PROBLEMA
SCIOGLIMENTO DEL PERMAFROST DERIVANTE DAL CAM-
BIAMENTO CLIMATICO
La distribuzione spaziale del permafrost, ovvero della porzione di
terreno che per almeno due anni rimane ad una temperatura media an-
nua del suolo inferiore a 0°C, dipende essenzialmente dalle condizio-
ni climatiche, topografiche, geologiche, idrologiche e dalla copertura
del suolo (H
oelzle
et alii, 2001). Per lo studio dell’evoluzione nel
tempo del permafrost assumono sicuramente un ruolo fondamentale
le condizioni climatiche, che determinano, oltre alla distribuzione del
permafrost, anche il suo spessore, la sua temperatura e quindi indiret-
tamente anche la stabilità dei versanti (n
elson
, 2003).
Nonostante gli studi effettuati utilizzando modelli climatici
regionali per valutare l’impatto del cambiamento climatico sul
permafrost alpino (s
alzmann
et alii, 2007), una determinazione
precisa dell’effetto dell’aumento della temperatura atmosferica
sul permafrost rimane di difficile quantificazione. Sicuramente il
permafrost discontinuo, spesso di tipo temperato, è molto sensi-
bile al cambiamento climatico in quanto il ghiaccio nel sottosuo-
lo, negli strati più superficiali, può sciogliersi anche per modesti
aumenti della temperatura (s
mitH
, 1990). Recenti campagne di
monitoraggio hanno messo in evidenza nell’ultimo decennio una
generale riduzione nello spessore del permafrost. In particolare
nel sito del Murtel-Corvatsch (Svizzera), dove il permafrost vie-
ne monitorato da oltre 20 anni, i dati evidenziano una tendenza
complessiva al riscaldamento, seppure con ampie fluttuazioni in-
terannuali dovute principalmente alla variabilità dello spessore e
della durata della copertura nevosa (H
aRRis
et alii, 2003). Ana-
logamente, il monitoraggio del permafrost in Italia ha messo in
luce variazioni dello spessore dello strato attivo tra 193 e 229 cm
(G
uGlielmin
, 2004). Risultati simili sono stati ottenuti anche in
diverse aree montuose di tutto il mondo, dall’America (l
yle
et
alii, 2004) al Nepal (f
uKui
et alii, 2007) all’Asia Centrale (J
in
et
alii, 2000; m
aRcHenKo
et alii, 2007).
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SLOPE INSTABILITY TRIGGERED BY CLIMATE CHANGE IN PERIGLACIAL AREAS
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Italian Journal of Engineering Geology and Environment, 2 (2011)
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INDIVIDUAZIONE E TIPOLOGIA DEL PERMAFROST ALPINO
Molte regioni alpine hanno avviato studi per la cartografia e la ca-
ratterizzazione delle aree interessate da permafrost alpino (G
uGliel
-
min
& s
iletto
, 2000; G
uGlielmin
et alii, 2003; m
aiR
et alii, 2006;
c
aGnati
et alii, 2006).
Il ghiaccio contenuto nel permafrost può essere costituito da
un cemento interstiziale che colma i pori della roccia o del terreno,
da lenti di ghiaccio di segregazione (masse lenticolari), da cunei di
ghiaccio derivanti dal congelamento nelle fessure di crioessicazio-
ne dell’acqua di fusione primaverile, o infine da ghiaccio massivo
originato dal ritiro dei ghiacciai. Quando il ghiaccio è presente in
percentuali superiori a quelle del volume dei pori del terreno in cui è
contenuto, si parla di permafrost soprasaturo.
I terreni potenzialmente interessati dal permafrost si possono in-
dividuare mediante un’analisi morfologica, in relazione ad esempio
alla presenza di rock glaciers, un sistema di trasporto dei detriti (vo-
lumetrie superiori a 103-104 m
3
) a lungo termine, con un movimento
lento di creep (K
aaB
et alii, 2005).
Per identificare poi la tipologia di permafrost presente nel sot-
tosuolo ed i rischi derivanti dal suo possibile scioglimento sono ne-
cessarie indagini di maggiore dettaglio (H
aRRis
et alii, 2001; K
aaB
,
2002; G
uGlielmin
et alii, 2003; G
ude
& B
aRscH
, 2005; m
atsuoKa
,
2006). Esse devono prevedere la misurazione della temperatura in
foro (metodo STG), in modo da valutare lo spessore dello strato atti-
vo e le variazioni di quest’ultimo in funzione dei cambiamenti clima-
tici (K
inG
et alii, 1992). E’ inoltre possibile misurare la temperatura
alla base del manto nevoso (metodo BTS, H
oelzle
, 2006); a questo
scopo si possono considerare indicativi della presenza di permafrost
valori di temperatura inferiori a -3°C.
Per identificare il permafrost sono particolarmente indicati anche
i metodi geofisici, sia geoelettrici (K
neisel
, 2006), sia sismici (s
ass
,
2006), sia anche il GPR (Ground-Penetrating Radar, W
u
et alii, 2005).
Con queste tecniche si riesce, in particolare, a stimare lo spessore del
suolo ghiacciato e determinarne il contenuto volumetrico di ghiaccio,
generalmente variabile dal 20% al 90%. Con riferimento ai metodi ge-
oelettrici, infatti, valori bassi di resistività elettrica (<10 kΏm) indicano
contenuti di ghiaccio inferiori al valore di saturazione, mentre alti valori
di resistività (>100 kΏm) sono tipici di terreni con presenza di perma-
frost sovrasaturo. Valori molto alti (>1000 kΏm) indicano infine la pre-
senza di ghiaccio massivo (i
Keda
& m
atsuoKa
, 2006). E’ infine ben noto
che la resistività può essere considerata anche un indicatore del contenu-
to d’acqua allo stato liquido: riduzioni di resistività possono quindi indi-
care che il permafrost è in fase di scioglimento (l
oKe
& B
aRKeR
, 1995).
EFFETTI DELLO SCIOGLIMENTO DEL PERMAFROST SULLA
STABILITÀ DEI PENDII
I cambiamenti nella distribuzione del permafrost associati al ri-
scaldamento climatico possono avere ripercussioni sulla stabilità sia
di pareti rocciose (m
atsuoKa
& s
aKai
, 1999; d
aVies
et alii, 2001;
f
iscHeR
et alii, 2006), sia di pendii detritici (l
eWKoWicz
& H
aRRis
,
INVESTIGATION IN MOUNTAIN PERMAFROST AREAS
Many alpine regions have started studies finalized to have a better
knowledge of the distribution and the characteristics of alpine perma-
frost (G
uGlielmin
& s
iletto
, 2000; G
uGlielmin
et alii, 2003; m
aiR
et
alii, 2006; c
aGnati
et alii, 2006).
The ice distribution in permafrost can assume different forms:
it can be an interstitial cement, ice lenses, ice wedges originated by
freezing of snowmelt water, or ice blokes originate by glaciers shrink-
age. When the percentage of ice is higher than the pore volume, the
permafrost is over saturated.
Permafrost presence in mountain slopes can be generally detected
observing the distributions of rock glaciers, an ice-debris mixtures
that are a long term debris flow system, interesting volumes up to
103-104 m
3
in slopes often very steep, whit speeds in the order of
centimetres to several meters per year. Permafrost is often “over satu-
rated” and so rock glaciers movement is controlled by creep phenom-
ena (K
aaB
et alii, 2005).
More accurate spatial modelling and careful field surveys are
therefore necessary to identify areas susceptible to permafrost deg-
radation and to recognise the potential for failures triggered by
changes in permafrost conditions (H
aRRis
et alii, 2001; K
aaB
, 2002;
G
uGlielmin
et alii, 2003; G
ude
& B
aRscH
, 2005; m
atsuoKa
, 2006).
For example borehole temperatures measurements (STG method)
can detect active layer thickness and its variation over years (K
inG
et
alii, 1992). Often it is also measured temperature below snow cover
(BTS method, H
oelzle
, 2006). If temperature value is below -3°C it
is very probable the permafrost presence.
Geophysical methods, e.g. geoelectric (K
neisel
, 2006), seismic
(s
ass
, 2006) and ground-penetrating radar surveys (W
u
et alii, 2005)
can all detect the occurrence of permafrost. Also, the type of perma-
frost has to be investigated, as its response to climate change can be
very different for different ice contents, that can range between 20%
and 90% (values higher than the porosity). At this regard, geophysi-
cal surveys can be very useful, in particular as far as geoelectrical
surveys are concerned; actually, previous studies showed that low
resistivity (<10 kΏm) indicates ice-cemented or slightly supersatu-
Ώm) indicates ice-cemented or slightly supersatu-
m) indicates ice-cemented or slightly supersatu-
rated permafrost, whereas high resistivity (>100 kΏm) indicates
highly ice-supersaturated structure and very high values (>1000
kΏm) indicate the presence of massive ice (i
Keda
& m
atsuoKa
,
2006); also, the resistivity value can be considered as an indicator of
unfrozen water content in permafrost, which mainly reflects ground
temperature, so that decreasing resistivity may indicate permafrost at
the melting point (l
oKe
& B
aRKeR
, 1995).
EFFECTS OF THAWING PERMAFROST ON SLOPE STABILITY
Potential future permafrost changes associated with a warming
climate may affect both mountain slopes in their natural state, involv-
ing instabilities of rock walls (m
atsuoKa
& s
aKai
, 1999; d
aVies
et
alii, 2001; f
iscHeR
et alii, 2006) and debris slopes (l
eWKoWicz
&
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CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
2005a), con danni diretti alle strutture ed infrastrutture presenti in
quota (c
HanGJianG
& Q
inGBai
, 1996; P
HilliPs
, 2006, Q
inGBai
et alii,
2007; P
HilliPs
et alii, 2007). Le stesse strutture antropiche alterano
il regime termico del suolo, accelerando il processo di scioglimento
del permafrost e favorendo così lo sviluppo di fenomeni di instabi-
lità. Tali fenomeni di instabilità, causati principalmente dal progres-
sivo aumento dello spessore dello strato attivo e dall’incremento
delle precipitazioni liquide estive, sono riconducibili alle seguenti
principali tipologie: deformazioni gravitative profonde (l
yle
et alii,
2004), processi deformativi di creep, quali la soliflussione nei suo-
li a tessitura fine (m
atsuoKa
, 2001), scivolamenti superficiali (skin
flows), che spesso interessano lo strato attivo anche su versanti con
pendenze modeste (l
eWKoWicz
& H
aRRis
, 2005b), crolli o valanghe
di roccia (d
aVis
et alii, 2001; B
ottino
et alii, 2002; n
oetzli
et alii,
2006), colate derivanti da repentini scioglimenti di permafrost so-
vrasaturo (l
yle
et alii, 2004; c
HiaRle
et alii, 2007) e, infine, insta-
bilità riconducibili allo sviluppo di fenomeni di erosione sotterranea
(s
ePPala
, 1997).
Alcuni studi hanno evidenziato come il permafrost sia spesso le-
gato alla dinamica dei ghiacciai (f
iscHeR
et alii, 2006), che favorisco-
no l’erosione meccanica e termica della roccia. Infatti, il franamento
ha spesso origine in zone recentemente deglacializzate, e alle quote
caratterizzate dalla presenza di permafrost temperato, con innesco di
valanghe di ghiaccio, crolli in roccia e colate detritiche. Nella tabella
1 sono riassunti alcuni eventi franosi che hanno interessato le Alpi
negli ultimi decenni e che possono essere legati al cambiamento cli-
matico in atto. Un esempio particolarmente significativo di valanga di
roccia e ghiaccio è quella avvenuta sul versante orientale del Monte
Bianco nel 1997, che ha comportato un distacco di circa 7 milioni
di m
3
di roccia granitica, ghiaccio e neve, in una zona di permafrost
temperato (da 0°C a -5°C), ad una quota massima di 3725 m s.l.m.,
percorrendo una distanza di quasi 6 km. In effetti, la pericolosità di
questi fenomeni originatisi in ambienti glaciali è proprio connessa
alla notevole distanza percorsa dal materiale in frana, in genere di
circa il 25% superiore rispetto agli eventi che si sviluppano in assenza
di ghiaccio (n
oetzli
et alii, 2006).
Le condizioni di stabilità di un versante in presenza di permafrost
sono fortemente legate alle condizioni termiche del ghiaccio, da cui
dipende la resistenza al taglio. A questo proposito sono stati condotti
vari studi (sia in sito che in laboratorio) per valutare le condizioni
di stabilità in funzione della variazione del regime di temperatura e
dello scioglimento del permafrost (H
aRRis
et alii, 2008). Nonostante
le conoscenze sull’argomento siano ancora piuttosto limitate, diversi
Autori riconoscono il contributo destabilizzate che lo scioglimento
del permafrost, o anche solo un incremento della sua temperatura,
possono avere sui pendii montani. Gli studi condotti da d
aVis
et alii
(2001) hanno dimostrato che un ammasso roccioso può mantenersi
stabile se la temperatura del ghiaccio è bassa e rimane costante, ma se
questa aumenta il pendio rischia di divenire instabile già prima che il
ghiaccio inizi a fondere, ovvero alla temperatura di -1,4°C.
H
aRRis
, 2005a), and engineered structures, such as roads, mountain
huts, cable car stations, ski facilities, avalanche defence structures
etc. which may suffer damage (c
HanGJianG
& Q
inGBai
, 1996; P
Hil
-
liPs
, 2006; Q
inGBai
et alii, 2007; P
HilliPs
et alii, 2007). In addition,
manmade structures may themselves cause changes in permafrost
thermal regime, leading to degradation of foundations or local in-
stability. Although few studies have functionally linked mass move-
ments to climatic conditions, a progressive deepening of the active
layer (with consequent thawing of ice-rich soil) and increased sum-
mer rainfall would likely trigger numerous slope failures.
Typical features of slope failure and related phenomena of mass
wasting in permafrost environment are described in the international
literature: deep-seated bedrock failures (l
yle
et alii, 2004), creep-re-
lated processes such as solifluction in fine-textured soils (m
atsuoKa
,
2001), localised shallow translational landslides (skin flows) related
to active-layer detachment also on very gentle to moderate slopes
(l
eWKoWicz
& H
aRRis
, 2005b), rock falls and rock avalanches (d
aVis
et alii, 2001; B
ottino
et alii, 2002; n
oetzli
et alii, 2006), flows result-
ing from the rapid thawing of ice-rich soils (l
yle
et alii, 2004; c
Hi
-
aRle
et alii, 2007), and piping causing thermokarst (s
ePPala
, 1997).
Often kinematisms triggered by thawing permafrost are related
also to glaciers shrinkage (f
iscHeR
et alii, 2006), that leads to me-
chanic and thermal erosion of rock slopes where glaciers cover have
recently disappeared. Typical kinematisms that interest slopes with
temperate permafrost are ice-avalanches, rock-fall and debris flows.
Table 1 summarizes the landslide events that interested the alpine re-
gion in the last decades and that can be related to climate change.
Among the others, a rock-ice avalanche occurred in Monte Bianco
massif in 1997, whit a volume of 7 millions m
3
of granite rock, ice
and snow, in a zone of temperate permafrost (0°C to -5°C) at a eleva-
tion reaching 3725 m a.s.l. The length of the path followed by the
kinematism was nearly 6 km, partially on the Brenva glacier. Actually,
phenomena that occurs in a glacial environmental are characterized by
an increase in the path length of nearly 25% (n
oetzli
et alii, 2006).
The physical stability of permafrost terrain is highly sensitive to
thermal changes, since thawing reduces the strength of both ice-rich
sediments and frozen jointed bedrock. Evaluation of stability depend-
ent on changes in permafrost temperature and melting regime were
made in several field and laboratory studies to improve understanding
of risk factors for related instabilities (H
aRRis
et alii, 2008). A jointed
rock slope that is stable when there is no ice in the joints and is also
stable when ice in the joints is at low temperatures become unstable as
the ice warms. In particular, the factor of safety falls below unity as the
temperature of ice rises to above -1.4°C (d
aVis
et alii, 2001). Despite
the limited knowledge on destabilizing factors in the context of perma-
frost, several Authors stress that slopes become more prone to failure
in areas with melting permafrost or even with rising ground tempera-
ture of the permafrost. More in detail, ice-rich soils undergo thaw con-
solidation during melting, with resulting elevated pore water pressures.
In particular, during soil thawing, the zero curtain corresponds with
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SLOPE INSTABILITY TRIGGERED BY CLIMATE CHANGE IN PERIGLACIAL AREAS
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In particolare, il progressivo scioglimento del ghiaccio provoca
un effetto congiunto di perdita di cementazione dei suoli, e quindi di
perdita di coesione tra i granuli, e di rapido incremento delle pressioni
interstiziali che da negative diventano positive e aumentano in misura
proporzionale al carico litostatico (H
aRRis
et alii, 2008).
Inoltre, l’eccesso di pressione neutra dovuta alle acque di fu-
sione porta ad un incremento del gradiente idraulico rispetto alle
condizioni idrostatiche (l
eWKoWicz
& H
aRRis
, 2005b). Le forze di
filtrazione così generate, oltre a rimuovere le particelle più fini del
terreno, con la conseguente formazione di canali e lenti a bassa
resistenza, inducono a loro volta un aumento delle pressioni in-
terstiziale con una riduzione degli sforzi efficaci che nei suoli non
coesivi a granulometria fine possono addirittura annullarsi, por-
tando alla liquefazione del materiale (H
aRRis
et alii, 2008). Negli
ammassi rocciosi il cambiamento di fase da ghiaccio ad acqua ha
due principali effetti: il primo è la perdita dei legami tra roccia e
ghiaccio (interlocking) nei giunti; il secondo è il rilascio di acqua
che, in condizioni non drenate, porta alla diminuzione degli sforzi
efficaci, con una conseguente diminuzione della resistenza a taglio
(d
aVis
et alii, 2000).
a period when soil ice content decreases and unfrozen water content
increases, and at some point the soil structure ceases to be bound by
ice; at that point, pore pressure rises rapidly from negative to posi-
tive as a proportion of the self weight stress is transferred to the pore
water released by melting soil ice (H
aRRis
et alii, 2008). Also, upward
hydraulic gradients greater than hydrostatic are associated with seep-
age of excess meltwater away from the thaw front towards the surface
during thaw consolidation and probably contribute to slope instability
(l
eWKoWicz
& H
aRRis
, 2005b). In non-cohesive silt soils, the rapid rise
in pore pressure following Coulomb failure and the upward seepage
forces may lead to liquefaction (H
aRRis
et alii, 2008).
Bedrock slopes may also suffer destabilization if warming reduc-
es strength of ice-bonded open joints (d
aVis
et alii, 2000) or leads to
groundwater movements that cause pore pressure to rise. In particu-
lar, the phase change from ice to water has two effects; the first is a
loss of joint bounding, which is provided by ice-rock interlocking and
adhesion of ice to the rock; the second consists in the release of water
which, if it cannot drain away, results in elevated water pressures in
the joint, leading to reduction of the effective pressure normal to the
joint and thus a lowering of its shear strength (d
aVis
et alii, 2000).
Tab. 1 - Eventi franosi, potenzialmente connessi allo sciogli-
mento del permafrost, avvenuti nelle aree periglaciali
delle Alpi negli ultimi decenni
- Landslides occurred during the last century in per-
iglacial areas of the Alps, possibly related to the
thawing permafrost
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
44
V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
Dal punto di vista del comportamento meccanico, un suolo ge-
lato presenta una resistenza aggiuntiva dovuta all’effetto coesivo
esercitato dal ghiaccio sulle particelle del terreno. Sono stati effet-
tuati numerosi studi riguardanti i modelli costitutivi dei suoli gela-
ti. Alcuni Autori hanno proposto equazioni descriventi il fenomeno
di creep (a
ssuRe
, 1980; f
isH
, 1980); altri hanno fatto riferimento
al criterio di rottura di Von Mises (c
ai
et alii, 1990) o a quello di
Mohr Coulomb (m
iao
et alii, 1992), considerato valido per pres-
sioni di confinamento inferiori ai 4 MPa. Infatti, nonostante il com-
portamento del ghiaccio sia generalmente descrivibile mediante
la legge di Glen, ai fini dell’analisi di stabilità allo scivolamento
può essere utile descriverne il comportamento a rottura mediante
il criterio di Mohr-Coulomb (f
oRtt
& s
cHulson
, 2007), a patto di
considerare la dipendenza dalla temperatura dell’angolo di attrito
interno e della coesione.
AREA DI STUDIO
CARATTERISTICHE GEOMORFOLOGICHE E GEOLOGICHE
L’area di studio è situata in Alta Valmalenco (SO), dove la notevo-
le estensione di versanti a quote elevate favorisce la presenza diffusa
di permafrost (Fig.1); come in gran parte delle regioni alpine, il per-
mafrost è di tipo temperato, ovvero presenta una temperatura prossima
a 0°C, ed è quindi potenzialmente sensibile al cambiamento climatico.
La scelta di quest’area di studio deriva sia dalla diffusione del
permafrost (la cui presenza è indicata da diversi rock glaciers attivi
collocati tra i 2300 e i 2700 m s.l.m., Figg. 2 e 3), sia dalla frequenza
piuttosto elevata con la quale avvengono fenomeni di debris flow in
concomitanza ad eventi di precipitazione con zero termico a quote
elevate, soprattutto in Val Sissone (Tab.1 e Fig. 4). La spiccata predi-
sposizione alla formazione di colate detritiche della Val Sissone può
essere riconducibile al cospicuo ritiro che ha interessato i ghiacciai
Disgrazia e Sissone nel corso degli ultimi 60 anni, portando all’accu-
mulo di depositi glaciali a quote comprese tra i 2050 e i 2450 m s.l.m.,
su pendenze piuttosto elevate. Un caso analogo si osserva in Val Ven-
tina, dove per via dell’arretramento del ghiacciaio Ventina (circa 2
km nel corso dell’ultimo secolo) si ha una diffusa presenza di depositi
glaciali a quote comprese tra 2000 e 2300 m s.l.m.
Dal punto di vista geologico, la Valmalenco è caratterizzata da
affioramenti di rocce magmatiche e metamorfiche (m
ontRasio
&
t
RommsdoRff
, 2004), localmente ricoperti da depositi glaciali, che
interessano vaste superfici dei versanti a quote comprese tra i 2100
e i 2400 m s.l.m. (Fig. 5). Dato che la quota dello zero termico è di
0°C 2550 m s.l.m., analizzando anche la distribuzione dei rock glaciers
e dei ghiacciai, il permafrost è presumibilmente diffuso nei depositi
sciolti a partire dai 2600 m s.l.m., in particolare nei versanti esposti
verso Nord (Fig. 3). Complessivamente, la superficie dei depositi sciol-
ti potenzialmente interessati dal permafrost risulta di circa 4 km
2
. In tali
aree, le pendenze dei versanti rocciosi sono in genere superiori a 35°,
fino oltre 50°, mentre i terrazzi morenici presentano pendenze massime
di 40°, a quote tra i 2550 e i 2900 m s.l.m (Fig. 6a). Schematizzando
As far as mechanical behaviour of permafrost is concerned, when
soil is frozen its strength will increase many times because the cohe-
sive strength of the soil particles, which is mainly governed by the ice,
is increased considerably. Many researchers have investigated the me-
chanical parameters and properties of frozen soil at various negative
temperatures. a
ssuRe
(1980) and f
isH
(1980) proposed similar creep
equations that can describe the whole creep process. c
ai
et alii (1990)
used the yield criterion of Von Mises for frozen soils, whereas m
iao
et
alii (1992) chose the Mohr-Coulomb yield criterion, considered suit-
able when the confining pressure is less than 4 MPa. Actually, even if
the ice behaviour is generally described by the Glen’s low, its sliding
behaviour has been described also through the Mohr-Coulomb crite-
rion (f
oRtt
& s
cHulson
, 2007). For the following modelling this latter
hypothesis was considered valid, that is to assume an elasto-plastic
behaviour, with failure governed by the Mohr-Coulomb criterion.
THE STUDY AREA
GEOMORPHOLOGICAL AND GEOLOGICAL SETTING
The study area is located in the Italian Alps, more specifically in
Valmalenco (Sondrio District), where a large extent of high mountain
slopes permits the widespread occurrence of permafrost (Fig. 1). Likely
in all the European alpine region, the permafrost is temperate (i.e. close
to 0°C), and it may therefore be highly sensitive to climate change.
The main evidences of the phenomenon being studied are, first,
the presence of active rock glaciers (H
aeBeRli
, 2005), having face
located at an altitude between 2300 and 2700 m a.s.l. (Figg. 2 and
3) and, second, the debris flow occurrence with thermal zero at high
altitude (Sissone Valley, Table 1 and Fig. 4). According to field sur-
vey, this high debris flow occurrence probability may arise from the
remarkable shrinkage of Disgrazia and Sissone glaciers that in the last
60 years have completely disappeared at elevation between 2100 and
2400 m a.s.l., with the accumulation of large amount of glacial debris
on hanging slope. Likewise, in Ventina Valley the retreat of glacier
Ventina has reached more than 2 km, with the formation of wide sur-
face of steep moraine, at elevation between 2000 and 2300 m s.l.m.,
where slopes reach angle up to 45°.
From a geological point of view, the study area is characterized
by the outcropping of metamorphic and magmatic formations (m
on
-
tRasio
& t
RommsdoRff
, 2004), with local debris cover (Fig. 5). Gla-
cial deposits cover a wide surface of steep slopes, at altitude between
2100 and 2400 m a.s.l., whereas at higher altitude only localised
glacial deposits can be found. Considering that the mean annual air
temperature 0°C isotherm is located at 2550 m a.s.l. and studying the
distribution of active rock glaciers, permafrost is probably present
above 2500 m a.s.l. and becomes widespread in debris slopes north
facing above 2600 m a.s.l., then interesting an area of about 4 km
2
.
The cross-sections show that rock slopes gradients in this area are
high, ranging from 35° up to 50°, while moraine terraces have gra-
dients between 20° end 40°, at elevation between 2550 m a.s.l. and
2900 m a.s.l. (Fig. 6a). Based on the geological and geomorphologic
background image
SLOPE INSTABILITY TRIGGERED BY CLIMATE CHANGE IN PERIGLACIAL AREAS
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gli elementi di criticità emersi dalle caratteristiche geologiche e geo-
morfologiche dell’area, si è ricostruito un profilo tipo (Fig. 6b) rappre-
sentativo di un terrazzo morenico con pendenza massima di circa 40°,
spessore massimo attorno a 15 m, ad una quota media di 2750 m s.l.m.,
alla quale corrisponde una temperatura media annua di -1,1 °C.
setting of the area, a typical geometrical scheme of the slope was
pointed out for the following modeling (Fig. 6b). It represents a mo-
raine terrace with a slope reaching 40°, maximum thickness of 15
m, at an average elevation of 2750 m a.s.l., where the mean annual
temperature is equal to -1.1°C.
Fig. 1 - Stralcio della Carta della criosfera della Regione Lombardia, Nord
Italia (G
uGlielmin
& s
iletto
, 2000)
- Sketch of the cryosphere map of the study area North Italy(G
uGlielmin
& S
iletto
, 2000). The points indicate rock glaciers
Fig. 2 - Esempio di rock glacier attivo ai piedi della cima del Duca, Sondrio,
Italia (2968 m s.l.m.)
- Example of rock glacier in the study area, Sondrio, Italy (2968 m a.s.l.)
Fig. 3 - Esposizione dei rock glaciers attivi individuati nell’area di interesse
- Number of active rock glaciers versus their exposition
Fig. 4 - In Val Sissone (Valmalenco, Nord Italia) ancora oggi si può osser-
vare il percorso seguito dalle colate detritiche del 1950 e del 1987
- Sissone Valley (Valmalenco, Northern Italy). There are evidences of
the debris flows occurred in 1950 and 1987
Fig. 5 - Esempio di sezione geologica tipo della zona di studio (Val Muretto).
LEGENDA: a) depositi glaciali olocenici con cordone; b) falda
detritica attiva; c) falda detritica attiva; d) falda detritica attiva; e)
depositi torrentizi/conoidi
- Example of typical geological cross-section of the study area.
LEGEND: a) Olocenic glacial deposits; b) active debris fan; c) in-
active debris fan; d) fluvial deposits; e) Pleistocenic glacial deposits
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
SIMULAZIONE DELL’EVOLUZIONE DEL PROFILO TERMICO
NEL SOTTOSUOLO
Al fine di ricostruire il profilo termico del sottosuolo, si è innan-
zitutto determinata la durata della stagione di ablazione nella zona in
esame (Fig. 7), valutandone in particolare la dipendenza dalla quota e
ottenendo per la quota di interesse (2750 m s.l.m) una durata media di
circa 103 giorni. Inoltre, la durata della stagione di ablazione è stata
correlata con la temperatura media annua cosicché, considerando un
aumento medio annuo della temperatura pari a +0,035 °C, è stato
possibile quantificare in 1 giorno l’aumento annuale della durata del-
la stagione di ablazione. Partendo dai dati di precipitazione, si è poi
determinato l’andamento della piovosità con la quota, ottenendo che
a 2750 m s.l.m. cadono 1440 mm di equivalente in pioggia all’anno;
l’incremento della precipitazione cumulata è stato infine correlato
all’incremento della durata della stagione di ablazione.
Per valutare l’influenza del clima sul regime termico del sotto-
suolo si sono poi caratterizzate le proprietà termiche dei materiali co-
stituenti il pendio (Tab. 2); in particolare, per il substrato roccioso si
sono ipotizzate le proprietà tipiche di una roccia magmatica massic-
cia, mentre per il deposito glaciale si è considerata la presenza di una
frazione prevalente granulare e una frazione limosa inferiore al 25%.
La ricostruzione della tavola del permafrost è stata condotta con
il software agli elementi finiti GEOSLOPE, con riferimento a diversi
scenari climatici (IPCC, 2007). Considerando che data la durata ini-
ziale della stagione di ablazione (103 giorni) e la sua temperatura me-
dia (+5,9 °C), la temperatura nella morena raggiunge valori maggiori
di 0°C fino ad una profondità variabile (per effetto della quota) tra 3,2
SIMULATIONS OF THERMAL PROFILE EVOLUTIONS
For the hydro meteorological stations of the study area, the length
of the ablation season was defined (Fig. 7). Then, its dependence
on the altitude was pointed out, obtaining for the altitude of interest
(2750 m a.s.l.) an average value of the ablation season length equal
to 103 days. The length of the ablation season was also correlated to
the average annual temperature, so that for an annual temperature
rise of 0.035 °C, an increase of 1 day in the ablation season was as-
sessed. Considering rainfall data, the increase amount of rainfall/
snowfall with elevations was determined, so obtaining 1440 mm of
water equivalent at the elevation of 2750 m a.s.l. Considering the liq-
uid precipitation falling in the 103 days of the ablation season, it was
possible to obtain the relation between cumulate precipitation in the
ablation season and temporal length of ablation season, so consider-
ing the liquid rainfall increment over years.
Considering the geological setting of the studied area, the average
values of the thermal properties of the materials were defined (Tab. 2).
In particular, a metamorphic-magmatic massive bedrock and a mo-
raine containing mainly gravel and sand (with silt < 25%) were con-
sidered. Then, the thermal profile of the slope was obtained through
the finite element software GEOSLOPE with reference to different cli-
mate scenarios (IPCC, 2007). Considering the actual climatic condi-
tions, with an ablation season length of 103 days, a mean temperature
in the ablation season equal to +5.9 °C, the active layer in the moraine
is between 3.2 and 3.4 m below the soil surface. In the rock mass ac-
tive layer the depth is higher (7.2 m at an elevation of 2690 m a.s.l., 5.1
m at an elevation of 2800 m a.s.l.), due to its greater thermal conduc-
Fig. 6 - (a) Esempi di detrito su versanti rocciosi in Val Sissone. (b) Schema geometrico del pendio utilizzato come base per l’implementazione del modello concettuale
- (a) Example of moraine terrace in the study area. (b) Geometrical scheme of the slope
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m e 3,4 m. Nella roccia la profondità dell’isoterma 0 °C varia invece
da 7,2 m ad una quota di 2690 m s.l.m. fino a 5,1 m in prossimità delle
quote più elevate (2800 m s.l.m.).
Partendo dalla condizione attuale di temperatura media annua alla
superficie del suolo di -1,1°C, si sono simulate diverse condizioni
climatiche (Fig. 8), considerando un incremento medio annuo del-
la temperatura di +0,035°C (pari ad un aumento della temperatura
media annua di +1,75°C in 50 anni). I risultati della simulazione evi-
denziano un progressivo abbassamento della tavola del permafrost
(Fig. 8): l’aumento di temperatura coinvolge profondità crescenti nel
tempo e dopo circa 70 anni il permafrost scompare completamente
dal deposito glaciale (Figg. 9 e 10).
Si è valutato inoltre l’approfondimento della tavola del perma-
frost su diversi orizzonti temporali in funzione dello scenario cli-
matico (Fig. 11): con uno scenario di cambiamento climatico di tipo
intermedio (B2) si ottiene un abbassamento della tavola del perma-
frost di circa 14 m in 50 anni; considerando invece uno scenario B1
(aumento di temperatura di +1 °C nei prossimi 50 anni), la profondità
media della tavola del permafrost passa dai 3,3 m attuali a 7 m, con
una perdita di spessore di poco meno di 4m; considerando infine uno
scenario A1FI (+1,9 °C nel corso dei prossimi 50 anni), il permafrost
praticamente scompare dal deposito sciolto, scendendo fino a 17 m
di profondità, con una perdita di spessore di ben 13,7 m rispetto alle
condizioni attuali. In tal modo è stato possibile ricavare un legame
tra aumento di temperatura dell’aria e abbassamento della tavola del
permafrost (Fig. 12).
tivity. In the actual climatic conditions the mean annual temperature at
the ground surface is -1.1 °C, so that according to the simulations an
annual temperature rise of 0.035 °C (+1.75 °C in a period of 50 years)
leads to a progressive deepening of the active layer, with a progres-
sive lowering of permafrost table and the disappearance of permafrost
from the moraine in nearly 70 years (Fig. 8).
This process, considering a constant annual rise in the air tem-
perature, is faster in the first decades, then becoming slower as the
active layer becomes thicker. The ground temperature increases with
depth because of the geothermic gradient (1 °C/54 m). Passing years
the temperature increase involve ground at higher depth (Fig. 9). Af-
ter 50 years, for example, permafrost table is located at 14 m from the
land surface (Fig. 10).
The study considers also the different depth increasing of per-
mafrost table in a certain period of time (for example 50 years) in
dependence of different climate scenarios (Fig. 11). Considering a
warming scenario “B2” the loss of permafrost thick is 14 m in 50
years, while considering a scenario B1 (temperature increase of +1
°C in next 50 years) permafrost table lowering is nearly 4 m, from 3.3
m of the present situation to 7 m of the future situation (2050). Taking
into account a more pessimistic scenario (A1FI) according to which
the mean air temperature will increase of about +1.9 °C in the next 50
years, permafrost will disappear in a period of time of 50 years, that is
a thick loss of 13.7 m referring to nowadays conditions.
Finally, as a result of the thermal profile evolution modelling, the
lowering of the permafrost active layer was pointed out as a function
Fig. 7 - Determinazione della durata della stagione
di ablazione media alla stazione della funi-
via Bernina (2014 m s.l.m.)
- Example of average daily temperature (for
the period 1989-2003) measured at the
Bernina Station (2014 m a.s.l.). The cor-
responding average length of the ablation
season is equal to 199 days
Tab. 2 - Proprietà termiche dei materiali considerati
- Thermal properties of the studied material
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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DEFINIZIONE DEL MODELLO CONCETTUALE
Nell’implementazione del modello concettuale si sono considera-
te tre diverse tipologie di permafrost: continuo, discontinuo e sporadi-
co. La prima tipologia (Fig. 13a) è quella più diffusa alle quote elevate,
dove il ghiaccio interstiziale è alimentato dalle acque di fusione nivale
of the temperature rise (Fig. 12).
CONCEPTUAL MODEL DEFINITION
In the conceptual model different kind of permafrost were con-
sidered to be present in the moraine below the active layer: satu-
rated, discontinues and sporadic. Saturated permafrost is present
in the moraine as a cement of continuous ice, having a volume
Fig. 8 - Esempi di profili di temperatura simulati: (a) nelle condizioni attuali; (b) dopo 50 anni, con un incremento medio annuo di temperatura pari a 1,75 °C. La
linea tratteggiata indica la profondità alla quale si colloca la tavola del permafrost
- Permafrost active layer (represented by the more superficial dotted line): (a) at present day (depth between 3.2 and 3.4 m from land surface); (b) after an
average annual temperature rise equal to 1.75 °C (expected for the study area in the next 50 years)
Fig. 9 - Aumento della temperatura nel tempo in corrispondenza di diverse
profondità
- Increase of temperature with time at different depth
Fig. 10 - Andamento della temperatura nel sottosuolo per diversi orizzonti
temporali
- Temperature versus depth for different time
background image
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Fig. 11 - Abbassamento della tavola del permafrost in fun-
zione dello scenario di emissione (e quindi dell’au-
mento di temperatura previsto in 50 anni)
- Permafrost table thawing in 50 years versus warm-
ing scenario
Fig. 12 - Andamento della profondità della tavola del permafrost in funzione dell’aumento di
temperatura
- Permafrost active layer lowering versus temperature rise
Fig. 13 - Tipologie di permafrost considerate: (a) continuo, costi-
tuito da ghiaccio interstiziale diffuso (nella zona scura) a
partire da una profondità di 3,5 m; (b) discontinuo, costitu-
ito da una massa lenticolare di ghiaccio nella morena; (c)
sporadico, costituito da lenti di ghiaccio diffuse
- Type of permafrost: (a) continuous permafrost (dark colour
into the moraine, see Fig. 6); (b) Single lens of massive ice;
(c) Sporadic permafrost
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
50
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depending on the moraine porosity (Fig. 13a); this continuous per-
mafrost is widespread at the highest altitudes, where the pore ice is
supplied by snowfields. Discontinuous permafrost has massive ice
lenses in which the ice fills a volume greater than the pore volume
of the moraine (Fig. 13b); in this case the permafrost doesn’t reach
the contact bedrock-moraine in consequence of the bedrock high
thermal conductivity and because of a possible localised ground-
water flow along the same contact. Sporadic permafrost (some-
times called island permafrost) appears like ice lenses widespread
in the moraine (Fig. 13c); this permafrost typology is typical of
moraine cords, especially in the moraine cords of the Little Glacial
Period (G
ude
& B
aRscH
, 2005).
Having no laboratory tests, the mechanical properties were as-
signed on the base of literature values, considering a range for those
parameters thought of great importance for the following simula-
tions (Table 3 and 4). Main parameters have been varied in a range
of typical value.
Bedrock’s proprieties are typical of metamorphic and magmat-
ic rock of the Valmalenco (serpentines, gneiss, gabbers). Ice’s bulk
modulus K and shear modulus G are determined by Young modulus
and Poisson coefficient (t
Homas
, 1973). Based on in situ survey,
glacial debris are considered as coarse debris with a fine fraction
of glacial clay.
The effect of ice temperature on the stability of the slope was
investigated by considering the behaviour of permafrost dependent
on the ice content (Tab. 3) and selecting the appropriate temperature
dependant strength parameters (Fig. 14), arising from laboratory tests
(a
KsenoV
et alii, 2003).
che gelano in profondità; in tal caso, il permafrost assume la forma
di un cemento di ghiaccio diffuso in maniera continua all’interno dei
pori. Nel secondo caso (Fig. 13b) il permafrost si presenta sotto forma
di lenti massive e il suolo gelato non si estende fino al contatto fra
substrato roccioso e morena a causa dell’elevata conducibilità termica
della roccia (a 20 m di profondità si può avere una temperatura fino a
0,5°C più alta rispetto agli strati più superficiali); inoltre, la presenza
del ghiaccio in prossimità del contatto fra roccia e morena è spesso
impedita dal flusso delle acque sotterranee che si localizza proprio in
tale zona. La terza tipologia (Fig. 13c), caratterizzata dalla presenza di
lenti di ghiaccio diffuse, è frequente nei cordoni morenici, specialmen-
te in quelli risalenti alla piccola era glaciale (G
ude
& B
aRscH
, 2005).
Non disponendo di dati sperimentali, le proprietà meccaniche dei
materiali sono state assegnate in base a valori tipici dei materiali pre-
senti nel dominio di studio, considerando un range di variazione per i
parametri ritenuti di maggiore interesse (Tabb. 3 e 4). Per il substrato
roccioso si sono considerati valori caratteristici delle rocce metamorfi-
che e magmatiche presenti nella zona di interesse (serpentiniti, gneiss,
gabbri). Per il ghiaccio, i valori del modulo di Bulk K e del modulo di ta-
glio G sono stati ricavati a partire dal modulo di Young e dal coefficiente
di Poisson (t
Homas
, 1973). Il deposito glaciale si ritiene costituito, in
base alle osservazioni effettuate in sito, da una prevalente frazione gra-
nulare, con una coesione dovuta alla presenza di argille glaciali (tilliti).
Poiché, inoltre, si intende studiare la stabilità del pendio in diversi
istanti temporali, riconducendosi di fatto da un problema in transito-
rio ad uno in regime stazionario, si è ipotizzato valido anche per il
ghiaccio un criterio di rottura di tipo Mohr-Coulomb, per il quale i
parametri di resistenza sono espressi in funzione della temperatura
(Fig. 14), in accordo con le osservazioni sperimentali di vari Autori
Fig. 14 - Andamento dell’angolo di at-
trito (a) e della coesione (b)
del ghiaccio in funzione della
temperatura. Le interpolazioni
sono effettuate sui dati riporta-
ti da f
oRtt
& s
cHulson
(2007)
- Ice friction angle (a) and co-
hesion (b) versus temperature
(data taken from F
ortt
&
S
chulSon
, 2007)
Tab. 3 - Proprietà geomeccaniche dei
materiali costituenti il pendio
- Geomechanical properties of
the considered geomaterials
background image
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51
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SIMULATIONS AND RESULTS
Even if the problem being studied is evidently coupled thermal-
hydraulic and mechanical, the simulations were carried out with an
uncoupled approach. First the thermal profile was simulated (see the
previous section), then it was inserted as input in the software FLAC
(Fast Lagrangian Analysis of Continua, i
tasca
, 1998) for the solution
of the coupled hydro-mechanical problem.
At this aim the modelling domain (Fig. 6) was split into 100x125
cells having minimum size equal to 0.5x0.3 m
2
in the most interesting
area, that is the moraine containing permafrost.
The following boundary conditions were considered:
• null displacements along the domain border;
• a recharge from the land surface, depending on temperature
and ablation.
As far as the thawing permafrost is concerned, it was modelled
as an internal boundary condition, considering a water flow melting
from the ice during the ablation season that depends on temperature
increment and permafrost type.
PARAMETRICAL LONG TIME SIMULATIONS
The numerical simulations were carried out with a parametrical
approach (Tab. 4) to identify the critical geomorphologic and climatic
conditions in the long term. In the analysis the three different perma-
frost typology (Fig. 13) were considered and were compared in order
to point out the more critical conditions.
In case of ice lenses or massive ice, each cohesion value leads
to instability for a certain temperature increase, whereas for co-
hesion higher than 8 kPa, the thawing of continue permafrost
doesn’t modify slope stability (Fig. 15). On the contrary, for low
values of cohesion (1 kPa) a temperature increase of only 0.3 to
0.5°C leads to instability conditions. With increasing cohesion,
the failure delay is more evident in presence of continue perma-
frost, while in the cases of ice lenses and massive ice, the failure
occurs also with high value of cohesion because of the formation
of a failure surface into the moraine.
Considering massive ice, the higher its depth, the higher the tem-
perature increase that leads to slope failure (Fig. 16).
The lowest friction angle that assures the stability in the current
conditions is 34° (with a slope reaching 40° and with a cohesion of
8 kPa). As observed for cohesion, with increasing friction angle, in
presence of continue permafrost the failure occurs only in the most
pessimistic scenarios (Fig. 17), while in cases of ice lenses and mas-
sive ice, the failure occurs also with modest temperature increases
because of the formation of a failure surface in the slope. The criti-
cal condition, that leads to instability also considering high friction
angle values typical of moraine material, are reached considering a
temperature increase of +1°C in case of ice lens and +0.9 °C in case
(a
KsenoV
et alii, 2003).
SIMULAZIONI E RISULTATI
Nonostante il problema sia evidentemente di tipo accoppiato
meccanico-idraulico e termico, le simulazioni sono state condotte in
maniera disaccoppiata. Dopo aver simulato l’evoluzione del profilo
termico (come descritto nei paragrafi precedenti), i risultati ottenuti
sono stati utilizzati come input nel software FLAC (Fast Lagrangian
Analysis of Continua, i
tasca
, 1998) per la risoluzione del problema
accoppiato idraulico-meccanico.A questo scopo il dominio (Fig. 6) è
stato discretizzato con una griglia di 100x125 celle, aventi dimensio-
ne minima di 0,5 x 0,3 m
2
in corrispondenza della zona di maggiore
interesse (deposito glaciale sede del permafrost).
Ai fini della modellazione sono state imposte le seguenti condi-
zioni al contorno:
• spostamento nullo lungo i limiti del dominio;
• ricarica superficiale funzione dell’ablazione e quindi della
temperatura.
Lo scioglimento del permafrost è stato simulato introducendo una
condizione al contorno interna, quantificando il flusso di acque di fu-
sione in funzione dell’aumento di temperatura ΔT e dalla tipologia
del permafrost presente nel sottosuolo.
SIMULAZIONI PARAMETRICHE A LUNGO TERMINE
Le simulazioni sonso state condotte in maniera parametrica, al
fine di valutare l’influenza di alcuni tra i parametri più significativi
(Tab. 4) sulle soglie di temperatura critica, cioè in grado di innescare
il franamento per i tre diversi schemi di permafrost (Fig. 13).
I risultati delle simulazioni evidenziano che, per ogni valore di
coesione esiste un aumento di temperatura critico che rende instabile
il pendio nel caso di permafrost discontinuo e sporadico, mentre per
coesioni maggiori di 8 kPa lo scioglimento del permafrost continuo
non determina situazioni di collasso (Fig. 15). Nel caso il pendio pre-
senti una bassa coesione (1 kPa), è sufficiente un aumento di tempe-
ratura variabile fra 0,3 e 0,5°C perché venga meno l’equilibrio. Al
crescere della coesione si ha un progressivo e significativo ritardo
del franamento nel caso di permafrost continuo, mentre nel caso di
un’unica lente di ghiaccio massivo si ha comunque lo scivolamento
del materiale soprastante; un effetto analogo, seppure meno evidente,
si ha nel caso di lenti di ghiaccio sporadiche, con la formazione di una
superficie di rottura preferenziale.
Nel caso il permafrost sia presente sotto forma di un’unica lente
massiva, al crescere della profondità della lente stessa, aumenta la
temperatura critica in grado di destabilizzare il versante (Fig. 16).
Considerando che l’angolo d’attrito minimo del materiale che
garantisce la stabilità nella configurazione iniziale è di 34° (con una
pendenza massima del pendio pari a 40° ed una coesione di 8 kPa),
come osservato anche per la coesione, al crescere dell’angolo di at-
trito si ha un evidente ritardo nel franamento del pendio nel caso di
permafrost continuo (Fig. 17), mentre nei casi discontinuo e sporadico
l’andamento è pressoché lineare, leggermente saturante, e la rottura si
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
52
V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
of massive ice.
Assuming ice lenses into the moraine diffused staring from depth
of 4-6 m, results shows that slope stability isn’t greatly influenced by
ice lenses frequency (Figg. 18, 19), whereas the minima ice lenses
depth is very important: slope stability isn’t modified only when this
depth is greater than 10 m, that is ice lens aren’t present in the mo-
raine foot (Fig. 20).
Considering continue permafrost, moraine porosity, that is the
percentage of ice into glacial debris, influences the triggering of in-
stability, especially for porosity values greater than 40%.
The results show the remarkable importance of permafrost ty-
pology. In particular, in presence of massive ice lenses, the critical
temperature rise is equal to 0.3-0.5°C; whereas, for continuous and
sporadic permafrost, the critical temperature rise is equal respectively
to 1.2 and 0.8°C. Also, in the case of sporadic permafrost, the location
of the lenses (in terms of distance from the moraine foot and depth)
has great effects on the stability, whereas, in presence of continuous
permafrost, the most affecting parameter is the volumetric ice con-
tent, generally ranging in between 40-60% (Fig. 21).
KINEMATISMS AND FAILURES MECHANISMS
The extension of the areas potentially interested by the phenom-
enon depends on its kinematism. According to the modeling results,
the failure mechanism is typically rotational (Fig. 22). Moreover, the
simulations show that the failure generally comes with a sudden emp-
tying out of the aquifers. Therefore, a significant water release takes
verifica anche per modesti incrementi di temperatura; la condizione
critica, per la quale si ha instabilità anche in presenza dei rilevanti
angoli di attrito caratteristici delle morene, corrisponde ad un aumento
di temperatura di 1°C nel caso di più lenti diffuse e di 0,9°C nel caso di
un’unica lente massiva. Considerando la presenza di lenti di ghiaccio
uniformemente distribuite a partire da una profondità di 4-6 m, il com-
portamento geomeccanico del pendio non risulta significativamente
influenzato dalla frequenza delle lenti stesse (Figg. 18, 19). Se invece
la profondità minima delle lenti di ghiaccio è maggiore di 10 m (Fig.
20), e quindi le lenti sono presenti solo nella porzione centrale del pen-
dio e non in corrispondenza della porzione più a valle della morena, si
osserva un netto miglioramento delle condizioni di stabilità. Analoga-
mente, nel caso di permafrost continuo la porosità della morena, per
valori superiori al 40%, influenza notevolmente le condizioni critiche
per l’innesco di fenomeni di instabilità (Fig. 21).
E’ evidente dai risultati della modellazione che, oltre ovviamen-
te alle proprietà meccaniche e ai parametri di resistenza del deposito
glaciale, la tipologia del permafrost e la configurazione del ghiaccio
nel sottosuolo rivestano un ruolo fondamentale nel determinare la pre-
disposizione di un versante al franamento in seguito al cambiamento
climatico. In particolare, in presenza di lenti di ghiaccio massive l’in-
cremento di temperatura critico è pari a 0,3-0,5 °C, mentre per perma-
frost continuo e sporadico tale soglia critica aumenta rispettivamente a
1,2 e 0,8 °C. Inoltre, nel caso di permafrost sporadico assume grande
importanza la collocazione delle lenti di ghiaccio (la condizioni critica
corrisponde alla presenza di ghiaccio nelle porzioni terminali di valle
della morena), mentre in presenza di permafrost continuo il parametro
che maggiormente influenza le condizioni di stabilità è il contenuto vo-
lumetrico di ghiaccio, generalmente variabile tra il 40 e il 60%.
CINEMATISMI E MECCANISMI DI ROTTURA
L’estensione delle aree potenzialmente interessate dai fenome-
ni di instabilità derivanti dallo scioglimento del permafrost dipende,
ovviamente, dal tipo di cinematismo. Le simulazioni indicano che il
meccanismo di rottura è tipicamente tipo di rotazionale (Fig. 22) e che
il collasso è generalmente associato all’improvviso svuotamento dei
livelli acquiferi. Ciò comporta, evidentemente, la presenza di notevoli
quantità di acqua, che spesso determinano l’evoluzione del fenomeno
in debris flow, soprattutto in presenza di ghiaccio massivo.
Nel caso di permafrost continuo, il collasso è favorito dallo svi-
luppo di meccanismi di piping, che possono evolvere originando lo-
calmente fenomeni di liquefazione. Il flusso delle acque di fusione,
infatti, può portare alla rimozione della frazione fine del deposito
Fig. 15 - Andamento della temperatura critica in funzione della coesione del-
la morena e della tipologia di permafrost presente
- Critical temperature rise versus cohesion for different permafrost
typology
Tab. 4 - Range di variazione dei parametri uti-
lizzati per le simulazioni parametriche
- Range of variability of parameters
used for parametrical simulations
background image
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Fig. 16 - (a) Aumento di temperatura critico per cui il pendio diviene instabile in funzione della coesione della morena e della profondità minima della lente (si
considera il caso 2, ovvero la presenza di permafrost discontinuo). (b) Esempio di instabilità lungo una superficie preferenziale
- (a) Critical temperature rise versus cohesion for the different permafrost depth (case 2, Fig. 13); (b) example of slope instability
Fig. 17 - Andamento della temperatura critica in
funzione dell’angolo di attrito interno e
della tipologia di permafrost presente
- Critical temperature rise versus friction
angle for the different permafrost typol-
ogy (Fig. 13)
Fig. 18 - Andamento della temperatura critica in funzione della frequenza vo-
lumetrica delle lenti di ghiaccio nella morena (nel caso di permafrost
sporadico)
- Critical temperature rise versus volumetric frequency of ice lenses
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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Fig. 21 - Andamento della temperatura cri-
tica in funzione della porosità nel
caso di permafrost continuo
- Critical temperature rise versus
volumetric ice content in presence
of continuous permafrost
Fig. 19 - Esempio di come una minore frequenza delle lenti di ghiaccio non porti ad un sostanziale miglioramento delle condizioni di stabilità: (a) instabilità con
alta frequenza delle lenti di ghiaccio nella morena; (b) nonostante la minore frequenza delle lenti di ghiaccio nella morena si ha egualmente instabilità (le
simulazioni si riferiscono ad un aumento di temperatura di 0,98°C)
- (a) A high frequency of ice lenses leads to instability conditions.(b) A lower frequency of ice lenses doesn’t change instability conditions (simulations refers
to a temperature increment of 0,98 °C)
Fig. 20 - Andamento della temperatura critica in funzione della profondità
minima alla quale sono collocate le lenti di ghiaccio
- Critical temperature rise versus depth of the sporadic permafrost
background image
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place, bringing about the evolution of the phenomenon in debris flow,
especially in presence of massive ice.
If a continuous permafrost is present, the locally high porosity
can bring about a groundwater flow concentration along main direc-
tions having high permeability, according to the piezometrical gradi-
ent that often achieves its highest value near the foot of the moraine
(groundwater exit point). If the piezometrical gradient achieves a
critical threshold, localized piping phenomena can initiate, with the
removal of finest materials and the consequent further increase of per-
meability. Evidently, the process grows by itself: once soil particles
are removed by erosion, the magnitude of the erosive forces increases
due to the increased concentration of the flow.
Actually, the slope moraines are a typical geological situations
where piping phenomena can be significant, because of the concurrence
of several adverse conditions. First of all, the grains size, characterized
by high heterogeneity, with glacial clays (Fig. 23) prone to piping (Fig.
24), can led to piping phenomena, as result applying the K
enney
&
l
au
s
method (1985). Besides that, the high slope dip and moraine po-
rosity bring about a critical piezometrical gradient for piping initiation;
in the case study, the critical threshold is equal to 0.52, according to the
z
aslaVsKy
& K
assiff
(1965) method. Moreover, the high piezometrical
gradient, localized at the moraine foot often exceeds the critical thresh-
old, so that piping phenomena can be retain very probable.
The pipe evolution was simulated iteratively (B
onomi
et alii,
2005), starting from the identification of those cells where processes
of pipe initiation take place (Fig. 25a). In these cells, pipes were in-
serted in the model as an equivalent material having higher perme-
ability and porosity and lower density (W
atanaBe
& i
mai
, 1984), and
then a new simulation was carried out to identify those cells interested
by pipes growing (Fig. 25b). If during the evolution of the phenom-
enon the pipes clog, they may behave as closed pipes (not connected
to the land surface); then, the porewater pressures at the pipe outlet
became higher and higher with the increase of the pipe length. In the
latter case, the more the porewater pressure increases, the more the
shear strength decreases, thus leading to the failure. Also, in undrained
conditions, if the increment in porewater pressures is very high, it can
even set the effective stresses to zero with the consequent soil lique-
faction (Fig. 26). The simulations also showed that the depth to which
the liquefaction can take place increases with the increase of the tem-
perature, involving larger and larger volumes of the moraine.
In case of ice lens into the moraine, moraine collapse takes place
after appearance of differential subsiding (Fig. 27), while in case of
continuous permafrost collapse takes place after pore pressure increase
and flow rise, so that interstitial pore pressure must be monitored.
GROUND ICE MELTING: SHORT TIME SIMULATIONS
Finally, some short time simulations were carried out, studying
the effects on the stability of a very hot summer. To this aim, the
thermal profiles were simulated pointing out the correlation between
the thawing permafrost and the temperature deviation with respect to
glaciale, con la conseguente formazione di piccoli canali, cavità o
lenti a bassa resistenza, e quindi allo sviluppo di fenomeni di piping.
La presenza di una superficie di discontinuità fra detrito permeabile
e substrato impermeabile, i valori elevati di gradiente idraulico nella
porzione valliva della morena, l’aumento nel tempo delle portate
defluenti e del gradiente idraulico sono tutti fattori predisponenti
all’innesco di questi fenomeni di piping. Essendo inoltre la granulo-
metria delle morene molto eterogenea (Fig. 23), con la presenza di
argille glaciali (tilliti), la propensione al piping può essere rilevante,
come evidenzia l’applicazione del metodo di K
enney
& l
au
(1985,
Fig. 24). Valutando poi col metodo di z
aslaVsKy
& K
assiff
(1965)
i gradienti idraulici critici (risultati pari a 0,52) e confrontandoli coi
gradienti ottenuti dalla modellazione, si sono individuate le zone di
innesco del piping, generalmente localizzate al piede della morena,
dove i gradienti idraulici sono più elevati (Fig. 25a).
L’evoluzione del piping è stata simulata con un metodo iterativo
(B
onomi
et alii, 2005), identificando dapprima le celle nelle quali il
processo di erosione sotterranea può innescarsi; in tali celle, le ca-
vità generate dal piping sono state simulate introducendo un mate-
riale equivalente, caratterizzato da permeabilità e porosità elevate e
bassa densità (W
atanaBe
& i
mai
, 1984). Le simulazioni successive
hanno quindi permesso di identificare le zone di espansione del pi-
ping
(Fig. 25b). In relazione alle condizioni complessive di stabilità,
si osserva che se durante l’evoluzione del fenomeno le cavità gene-
rate dal piping tendono a chiudersi, impedendo così il drenaggio, le
pressioni neutre all’interno di tali cavità tendono ad aumentare al
crescere dell’estensione delle cavità stesse; di conseguenza, la resi-
stenza al taglio del materiale diminuisce e si può giungere alla rot-
tura. Inoltre, in condizioni non drenate, l’incremento delle pressioni
neutre può essere talmente elevato da annullare gli sforzi efficaci,
determinando così la liquefazione del materiale (Fig. 26).
In relazione all’esistenza di eventuali precursori dell’instabili-
tà, si rileva che nel caso di lenti di ghiaccio diffuse il collasso è
preceduto da una progressiva comparsa di cedimenti differenziali
in superficie (Fig. 27), mentre nel caso di permafrost continuo il
principale precursore d’evento è l’incremento delle pressioni inter-
stiziali in corrispondenza della parte più a valle della morena per il
monitoraggio delle pressioni interstiziali che, in seguito all’inten-
sificazione del flusso originato dalla fusione del permafrost, posso-
no determinare, unitamente a meccanismi di piping, fenomeni di
liquefazione.
EFFETTI DELLO SCIOGLIMENTO DEL PERMAFROST NEL
BREVE PERIODO
A conclusione dello studio sono state condotte delle analisi a bre-
ve termine, considerando gli effetti sulla stabilità di un’estate ecce-
zionalmente calda. A questo scopo si sono simulati i profili termici
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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Fig. 22 - Esempio di simulazione: massimo incremento di sforzo di taglio (in
azzurro) nel caso di permafrost sporadico
- Example of simulations results: max shear stress increment (in
blue) for the case of sporadic permafrost (in dark blue are the lenses
and the contact moraine-bedrock)
Fig. 23 - Curve granulometriche tipiche ottenute per le morene della Val
Sissone
- Grains size distributions obtained for the Sissone Valley moraines
Fig. 24 - Curva H- F per l’applicazione del metodo di K
enney
& l
au
(1985).
F è la percentuale di grani aventi diametro D. H è la percentuale di
grani aventi diametro 4D. La linea tratteggiata divide la zona di sta-
bilità (in alto) dalla zona di instabilità (in basso). La granulometria
che caratterizza il materiale morenico si presta alla nascita di mec-
canismi di piping: il rapporto H/F è quasi sempre inferiore all’unità
- Application of the K
enney
& l
au
S
method (1985) to the 3 grain
size distribution curves in Figure 23. F is the percentage of grains
having diameter D; H is the percentage increment of grains having
diameter 4D with reference to the ones having diameter D. The dot-
ted line divides the stability zone (above) from the instability zone
(below); the 3 curves are the H(F) curves for the case examined
Fig. 25 - Evoluzione del fenomeno del piping: (a) fase iniziale (le celle aventi gradiente piezometrico maggiore o uguale a jcr sono raffigurate in rosso al piede del
pendio); (b) ampliamento della zona interessata dal piping
- Piping evolution: (a) in the starting phase (the cells having water table gradient equal or higher than jcr are showed at the foot of the slope in red); (b) pipes widening
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its average summer value (Fig. 28), that for the study area is equal to
6°C at 2700 m a.s.l., considering temperature data measured in the
period 1864-2008 (Fig. 29).
Then, some coupled mechanical and hydraulic simulations al-
lowed to identify the critical summer temperature deviation ΔT as a
function of some parameters such as elevation (mean summer tem-
perature), moraine porosity (percentage of ice into the glacial debris)
and slope dip (Fig. 30).
The graph considers temperature deviations, with respect to its
average summer value, ranging from 0.2°C to 4.1°C and elevations
nel sottosuolo in base ai quali si è determinata la correlazione tra lo
spessore di permafrost che si scioglie e lo scarto di temperatura ri-
spetto alla media estiva (Fig. 28), che per l’area di interesse è risultata
di circa 6°C a 2700 m s.l.m. per il periodo 1864-2008 (Fig. 29). In
seguito, le simulazioni accoppiate geomeccaniche e idrauliche hanno
consentito di individuare il valore critico delle scarto di temperatura
estiva ΔT in relazione ad alcuni parametri, quali quota, ovvero tem-
peratura media estiva T, pendenza e percentuale di volume occupato
dal ghiaccio (Fig. 30). Il grafico ottenuto considera scarti della tem-
peratura media del trimestre estivo compresi fra 0,2°C e 4,1°C. Si
Fig. 27 - (a) Lo scioglimento delle lenti più superficiali (in rosso) provoca la comparsa di cedimenti sulla superficie. (b) Spostamenti in direzione y: i valori massimi
si hanno nelle zone rosse (3 cm)
- (a) Ice lenses melting (red) causes the appearance on the moraine of differential subsiding; (b)displacement in y direction: the major settlements take place
in the red zones (3 cm)
Fig. 26 - Andamento del carico citostatico e delle pressioni neutre dell’acqua
con la profondità, nel caso di porosità pari a 0,6 e aumento della
temperatura di 0,35°C
- Lithostatic load and pore pressure for different depth along a verti-
cal section at the moraine foot for a porosity of 0,6 and temperature
increase of 0,35°C
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CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
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between 2500 m s.l.m. and 3500 m s.l.m. or, in terms of summer
average temperatures, between 7.96°C and 2.76°C. This is why the
ratio ΔT/T varies in the range 0.025 (temperature increase of 0.2 °C at
the elevation where the average summer temperature is 7.96°C) and
1.5 (temperature increase of 4.1°C at the elevation where the average
summer temperature is 2.76°C).
Slope gradient varies in between 21° (below this value the slope
tends to be always stable) and 47° (above this value the slope tends
to be always instable for a friction angle equal to 43° and a cohesion
equal to 5 kPa).
Considering a constant temperature deviation, the simulation re-
sults show that instability can occur in less hanging slope the higher
is the average summer temperature. Instability in slope with gradient
well below the critical value of 47° are expected for ΔT/T higher than
0.3, that corresponds to summer temperature deviation at an altitude
of 2700 m a.s.l. higher than 1.8°C or a summer temperature deviation
at an altitude of 3500 m a.s.l. higher than 0.85°C.
Considering the temperature series of the studied area, such
a summer temperature deviation has became more and more fre-
quent in the last few decades, with a max value equal to +4.03°C
at an altitude of 1800 m a.s.l. in the 2003 summer. Considering
this deviation value, elevations that shows the maximum landslide
volume (Fig. 31) are that ranging between 2750 m s.l.m. and 2950
m s.l.m. (Fig. 32).
At lower elevations the active layer thickness is higher and serves
as an insulating layer, so that permafrost suffer for a long term climate
change but little for a single year anomaly. At elevations higher than
2950 m a.s.l. summer average temperature are lower than 4°C, so that
permafrost loss is insufficient to lead to significant instability condi-
tions also with high summer temperature deviations.
CONCLUSIONS
The study pointed out the critical conditions, both climatic and
geomorphologic, for the moraine landslides in permafrost areas.
The conceptual model used for the simulations is typical of a
large amount of alpine slope at altitudes above 2500 m a.s.l. As far
considerano inoltre quote comprese fra 2500 m s.l.m. e 3500 m s.l.m.,
ovvero temperature medie del trimestre estivo comprese fra 7,96°C
e 2,76°C. Il rapporto adimensionale ΔT/T, varia nell’intervallo com-
preso tra 0,025 (aumento di temperatura di 0,2°C ad una quota ove la
temperatura media estiva è di 7,96°C) e 1,5 (aumento di temperatura
di 4,1°C ad una quota ove la temperatura media estiva è di 2,76°C).
Le pendenze critiche risultano comprese tra 21° (per pendenze
inferiori il pendio tende ad essere incondizionatamente stabile) e 47°
(per pendenze superiori si ha sempre instabilità, posto l’angolo d’at-
trito pari a 43° e la coesione pari a 5 kPa, indipendentemente dallo
scioglimento del permafrost).
I risultati ottenuti evidenziano che l’instabilità interessa versanti
con pendenze via via inferiori se, a parità di scarto, si considerano
temperatura medie estive inferiori ovvero quote più elevate. Condi-
zioni di instabilità per pendenze significativamente inferiori alla pen-
denza limite di equilibrio del detrito (47°) si hanno per valori di ΔT/T
superiori a 0,3, ovvero ad esempio per uno scarto di temperatura di
1,8°C a 2700 m s.l.m. o uno scarto di 0,85°C a 3500 m s.l.m.
Come indicano le serie storiche di temperatura (Fig. 29), tali scar-
ti di temperature sono sempre più frequenti, con valori massimi di
circa +4°C a una quota di 1800 m s.l.m (estate 2003).
Considerando tale valore (+4,03°C), si ha che le quote caratte-
rizzate dalle massime volumetrie frana instabili (Fig. 31) sono quelle
comprese fra 2750 m s.l.m. e 2950 m s.l.m. (Fig. 32). Per quote infe-
riori il consistente spessore dello strato attivo funge da isolante, per
cui il permafrost risente di un cambiamento climatico che si protrae
nel tempo, ma risente poco dell’effetto di una sola estate particolar-
mente calda. Al di sopra dei 2950 m s.l.m. le temperature medie esti-
ve sono inferiori a 4°C, per cui anche stagioni estive con scarti posi-
tivi consistenti non possono produrre una perdita di ghiaccio perenne
nel suolo tale da creare situazioni di instabilità.
CONCLUSIONI
Lo studio ha permesso di individuare delle condizioni climatiche
e geomorfologiche critiche per l’innesco di franamenti nelle aree ca-
ratterizzate dalla presenza di permafrost alpino.
Per quanto riguarda le condizioni climatiche, le simulazioni con-
Fig. 28 - Spessore di permafrost che si scioglie ad una quo-
ta di 2700m s.l.m. (T=6,01 °C) in seguito a scarti
di temperatura variabili fra 0,2 e 4,2°C
- Thickness of the thawing permafrost versus the tem-
perature deviation with respect to its average value
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Fig. 29 - Serie storica degli scarti della
temperatura media estiva rispetto
al valore medio del periodo 1864-
2008, per la zona di interesse, ad
una quota di 1800m s.l.m.
- Historical series of the summer
temperature deviation, with re-
spect to its average value of the
period 1864-2008, for the studied
area, at an altitude of 1800 m a.s.l.
Fig. 30 - Andamento della pendenza
critica in funzione dello scar-
to della temperatura estiva ri-
spetto alla media, per diversi
valori della porosità
- Critical slope versus the
temperature deviation with
respect to its average value,
for different moraine porosity
Fig. 31 - Esempio di volume instabile: (a) a quota inferiore (2600 m s.l.m.) dove maggiore è lo spessore dello strato attivo; (b) a quota superiore (2950 m s.l.m.)
dove minore è lo spessore dello strato attivo
- Example of instable volumes: (a) at lower elevation (2600 m a.s.l.) where the active layer thickness is smaller;(b) at higher elevation (2950 m a.s.l.) where
the active layer thickness is greater
background image
CONSEGUENZE DEL CAMBIAMENTO CLIMATICO SULL’ASSETTO IDROGEOLOGICO DELLE AREE PERIGLACIALI
60
V. FRANCANI, P. GATTINONI & R. RAMPAZZO
as the critical climatic conditions are concerned, the temperature
increase able to trigger the instability (of about 1°C for long period
stability and a summer deviation of about 2°C for the short period
stability) has a high probability to occur in the future, according to the
more recent scenarios of the climate change. A constant mean air tem-
perature increase causes major effects concerning slope instabilities
at elevations between 2550 m a.s.l. and 2750 m s.l.m. On the other
hand, considering short time simulations, elevations that shows the
maximum landslide volume are that ranging between 2750 m s.l.m.
and 2950 m s.l.m.
Furthermore, the parametrical simulations emphasized that the
permafrost typology is one of the most important elements affect-
ing the moraine stability in consequence of global warming. In
particular, the melting of massive ice and sporadic permafrost is
the more probable triggering cause of the instability phenomena in
permafrost area.
The modeling results showed that, because of the high water
content, the kinematisms triggered by thawing permafrost are mostly
debris flows and they are often concomitant with piping phenomena
and liquefaction.
Finally, the aspects related to the influence of the permafrost ge-
ometry on the slope stability are very important for both the in situ
survey planning and the choice of monitoring system.
It is important to highlight that, even if the modelling was carried
out with reference to the Valmalenco area, the results can be consid-
ered of more general validity.
As regards to the precautionary measures, besides the obvious
necessity to prevent the global warming, the systematic monitoring
of the periglacial areas is very important, both as an alarm device and
to improve the present knowledge concerning the thawing permafrost
consequent to climate change.
dotte hanno evidenziato che aumenti della temperatura pari a circa 1°C,
che sulla base degli scenari climatici previsti a livello internazionale
hanno elevata probabilità di verificarsi, possono risultare critici per la
stabilità. Più in particolare, un progressivo aumento della temperatura
provoca i maggiori effetti in termini di fenomeni di instabilità in cor-
rispondenza delle quote con presenza di permafrost temperato, che
generalmente interessa quote comprese fra 2550 m s.l.m. e 2750 m
s.l.m. Le analisi a breve termine hanno poi evidenziato come, nel caso
di un’estate estremamente calda e prolungata, si possano innescare
dei franamenti soprattutto sui versanti a quote comprese tra i 2800 m
s.l.m. e i 3000 m s.l.m..
I risultati della modellazione hanno inoltre evidenziato l’impor-
tanza della tipologia di permafrost presente nel sottosuolo nel deter-
minare la pericolosità di un versante in relazione al cambiamento
climatico. In particolare, lo scioglimento di ghiaccio massivo e di
permafrost sporadico costituisce una delle più probabili cause scate-
nanti dei fenomeni di instabilità nelle aree periglaciali.
Infine, a causa dell’elevato contenuto d’acqua, i cinematismi in-
nescati dallo scioglimento del permafrost sono per lo più ricondu-
cibili a flow sliding o debris flows e sono spesso concomitanti con
fenomeni di piping e liquefazione.
Si sottolinea che, nonostante il modello concettuale sia stato ri-
cavato con riferimento alle condizioni morfologiche, geologiche e
climatiche tipiche dell’Alta Valmalenco, i risultati ottenuti possono
essere estesi a molte delle zone periglaciali delle Alpi.
Visto l’aumento di pericolosità di tali aree in seguito al cambia-
mento climatico e considerando la crescente vulnerabilità che deriva
dallo sviluppo turistico, si ritiene quanto meno auspicabile un mo-
nitoraggio sistematico delle aree periglaciali, utile come strumento
di allerta ma indispensabile anche per approfondire la conoscenza
riguardo la risposta del permafrost al cambiamento climatico.
Fig. 32 - Volume di materiale che frana in funzione della quota, con-
siderando uno scarto della temperatura estiva di +4,03°C
- Landslide volume in dependence of elevation, considering
a summer temperature
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