Morfologie di erosione e morfologie di accumulo

Morfologie di erosione

Valli fluviali: sono l’effetto combinato dell’azione del corso d’acqua che la percorre e dei processi di denudamento superficiale che interessano il bacino; la loro morfologia è controllata primariamente dalla resistenza all’erosione delle rocce entro le quali è scolpita.
Le prime due tipologie si formano in presenza di rocce molto resistenti o a seguito di un veloce approfondimento erosivo creando delle “gole”(può anche essere che la valle scorra su una faglia che mette in contatto litologie diverse diminuendo la resistenza all’erosione).
Una valle fluviale può avere un profilo asimmetrico per effetto delle diverse condizioni giaciturali del substrato (rilievi a cuestas delle Langhe o a pseudocuestas ad es. in Val Troncea) oppure per la presenza di litologie diverse sugli opposti versanti (grandi zone di taglio tipo Val di Susa).

Terrazzi fluviali: superfici pianeggianti delimitate da scarpate che costituiscono l’espressione di episodi più o meno prolungati di erosione da parte di un corso d’acqua.

La formazione dei terrazzi fluviali viene generalmente fatta coincidere con l’alternanza di fasi di stabilità e di instabilità tettonica; nella fase di stabilità il corso d’acqua ha il tempo di creare delle superfici di spianamento.
A volte però la tettonica agisce di pari passo con l’attività erosivo-deposizionale di un corso d’acqua: in questi casi iterrazzi presentano una inclinazione verso il corso d’acqua (mentre il fiume erodeva la superficie di accumulo si sollevava per tettonica) →ingrown meander.
Nella aree di pianura i terrazzi, generalmente modellati entro depositi fluviali più antichi, mostrano una notevole continuità longitudinale.
Nella Pianura Padana piemontese talvolta danno luogo a superfici pianeggianti rilevate di decine di metri sugli attuali corsi d’acqua → pianalti o altopiani.
Nella aree collinari e montane i terrazzi, generalmente modellati entro il substrato, sono dissecati dai corsi d’acqua tributari e si presentano pertanto molto discontinui.
Le superfici terrazzate sono arealmente meno estese (102m2-1 km2) rispetto a quelle presenti nelle aree di pianura, sospese fino a centinaia di metri sui fondovalli attuali.
Le superfici terrazzate appaiono via via più rimodellate man mano che ci si allontana altimetricamente dal fondovalle, fino a scomparire del tutto.
Le pendenze degli antichi fondovalle ricavate dai profili morfostratigrafici può coincidere o meno con la pendenza del corso d’acqua attuale o con la pendenza delle altre superfici terrazzate.
La diversa conformazione dei terrazzi è legata essenzialmente alla presenza di componenti differenziali del sollevamento del rilievo e quindi di approfondimento del corso d’acqua.
Tre casi:
-terrazzi paralleli→ il corso d’acqua si è approfondito in ugual modo sia nel tratto a valle che in quello a monte e il rilievo si è sollevato anch’esso uniformemente;
-terrazzi convergenti o decrescenti→ il corso d’acqua si è approfondito diversamente, a monte il rilievo si è sollevato più veloce che a valle e il corso d’acqua si è approfondito di più a monte;
-terrazzi divergenti o accrescenti→ la parte a valle si solleva di più che a monte e quindi è qui che si approfondisce di più.

Morfologie di accumulo

Pianure alluvionali → porzioni di territorio di pertinenza di un corso d’acqua in cui si esplicano prevalentemente processi deposizionali del materiale solido veicolato dall’acqua ; sono l’elemento morfologico più evidente dei processi di sedimentazione svolti dai corsi d’acqua. Sono morfologie complesse, derivanti dalla coalescenza di più sistemi deposizionali.
L’assetto complessivamente pianeggiante deriva dalla naturale tendenza alla divagazione degli alvei fluviali con l’effetto di livellare le eventuali irregolarità superficiali.
La pendenza diminuisce progressivamente procedendo dai settori pedemontani alle aree costiere; anche la granulometria dei sedimenti diminuisce gradualmente procedendo verso le aree costiere.
Solo una parte della pianura è raggiungibile dalle acque di piena (pianura inondabile).
Pianure intravallive:  pianure alluvionali che si formano all’interno dei rilievi; la loro genesi è attribuibile alla presenza di fattori morfologici che ostacolano il regolare trasporto dei sedimenti nei settori più a valle:
-accumuli di frane (Sarbertrand, Val di Susa) → causati anche da frane che si muovono di pochi mm l’anno;
-apparati glaciali →quando un ghiacciaio arriva allo sbocco in pianura il corso d’acqua è sbarrato;
-conoidi →il corso d’acqua tende a sovralluvionare;
-mobilità tettonica → ad esempio si attiva una faglia e un settore della valle si innalza rispetto all’altro e la depressione viene colmata da sedimenti .

Conoidi fluviali: morfologia di accumulo (di modellamento fluviale) più evidente; hanno forma a cono schiacciato e si formano quando un corso d’acqua che drena un bacino idrografico sfocia in un altro bacino idrografico più grande o in una zona pedemontana. Il sedimento si allarga dall’apice alla base e la granulometria diminuisce nella stessa direzione. Si formano canali di distribuzione che potrebbero essere attivati in eventi di piena quindi sono elementi morfologici molto delicati riguardo la pianificazione territoriale.
Fasi:  il corso d’acqua incide la parte apicale e depone nella zona distale - la sedimentazione prosegue e il punto di intersezione tra il corso d’acqua e il conoide migra verso monte...-...fino a che tutto è sovralluvionato e il corso d’acqua non è più vincolato e sceglie la strada di massima pendenza – ecco che allora reincide il conoide e riinizia da capo.

In ambiente alpino i conoidi fluviali rappresentano l’elemento morfologico più diffuso e paesaggisticamente più significativo in quanto ospitano insediamenti abitativi anche di notevole estensione.
Sebbene privi di una chiara espressione morfologica (bassa acclività), i conoidi costituiscono gli elementi dominanti del paesaggio anche nelle aree di pianura. Non si prestano ad essere individuati direttamente sul terreno ma solo su base cartografica.
In ambiente alpino e collinare i conoidi sono in taluni casi alimentati non solo da processi di tipo fluvio-torrentizio ma anche da fenomeni di trasporto solido in massa quali mud flow e debris flow → fenomeni intermedi tra una piena torrentizia e una frana; hanno un’elevata densità quindi un’alta energia cinetica quindi un’elevata pericolosità. In un evento di pioggia intensa l’acqua comincia a scorrere sul versante, si stacca una piccola frana e nella discesa aumenta la densità dei sedimenti e la viscosità grazie alla miscelazione; i debris flow si possono originare anche per collasso di materiale di accumulo (tronchi di traverso in una gola). La parte più soggetta a sforzi di taglio è la zona di materiale a contatto con l’alveo; questa zona basale comincia a scivolare in modo laminare formando una specie di piattaforma mobile che trasporta il debris flow. Il materiale in superficie ha un comportamento più rigido rispetto a quello più profondo.
delta fluviale  → punto in cui il corso d’acqua raggiunge il livello di base rappresentato da bacini marini, lagune o invasi lacustri. Il materiale trasportato viene successivamente ridistribuito lungo le coste dai processi marini.

Variazioni del reticolato idrografico

Attività tettonica: può determinare fenomeni di deformazione superficiale del suolo di tipo areale o lineare (faglie attive) determinando una variazione nell’andamento del reticolo idrografico alla condizione che la mobilità tettonica prevalga sulla velocità di adattamento del corso d’acqua (attività erosivo-deposizionale).
ES. Diversione pleistocenica del Po → originariamente defluiva a sud dei rilievi ma un’attività tettonica nell’altopiano di Torino ha causato un leggero sollevamento sufficiente a deviare il corso d’acqua che ora defluisce a nord dei rilievi.

Sedimentazione: le deviazioni fluviali dei corsi d’acqua si sviluppano con gli stessi meccanismi che governano l’evoluzione di un conoide e si verificano repentinamente in seguito ad eventi di piena; quando un corso d’acqua deposita sedimenti nel suo alveo questo si innalza e ad un certo punto defluirà in zone laterali più depresse → tracimazione.
Questi fenomeni sono molto frequenti nella Pianura Padana (rotta del Po di Ficarolo, 1100-1200) ma sono impediti da interventi artificiali.

Sbarramento: a seguito del movimento dei ghiacciai (glaciazioni pleistoceniche).

Erosione: quando un corso d’acqua è a quota più elevata di un’incisione laterale può scalzare le sponde per erosione intercettando l’incisione e cambiando percorso → deviazione per erosione laterale.
Oppure abbiamo un corso d’acqua a quota inferiore rispetto ad un altro che comincia ad approfondirsi fino ad intaccare lo spartiacque “catturando” per erosione regressiva una porzione dell’altro corso d’acqua → deviazione per cattura