Questo articolo vuole essere un segno di stima e di profonda amicizia verso Philip Deline, che ha condiviso con gli autori, per oltre tre decenni, la fascinazione per i processi di instabilità di versante in alta montagna. Ringraziamo l'editore e i due revisori anonimi per i loro preziosi e costruttivi commenti.

Introduzione

1I movimenti di massa sono parte della naturale evoluzione delle montagne, e indicano condizioni di disequilibrio (Korup et al., 2010). L’assetto lito-strutturale, la topografia e l'evoluzione geomorfologica (in particolare glaciale) controllano la distribuzione spazio-temporale, la tipologia e l'entità dei movimenti di massa (Blondeau et al., 2021). Alcuni iniziano senza un innesco specifico, per effetto del progressivo deterioramento delle proprietà meccaniche del versante (Phillips et al., 2017), altri sono innescati da fattori meteorologici (Bajni et al., 2021) o da terremoti (Gorum et al., 2014). Negli ultimi decenni, a questi fattori si sono aggiunte le trasformazioni della criosfera dovute al riscaldamento globale (Chiarle et al., 2021). Il ritiro dei ghiacciai ha modificato il campo di stress dei versanti (Deline et al., 2021), esponendoli all’azione degli agenti atmosferici, in particolare all'aumento della temperatura dell'aria e ai cicli di gelo/disgelo, e all'infiltrazione della pioggia e dell’acqua di fusione nivo/glaciale. La fusione accelerata di neve e ghiaccio, la degradazione del permafrost e una maggiore quantità di precipitazioni che cadono sotto forma di pioggia anziché neve contribuiscono ad aumentare la quantità di acqua all'interno dei versanti, soprattutto in primavera ed estate, causando anche una dinamica più imprevedibile dei movimenti di massa (Morino et al., 2021). Benché sia difficile associare singoli eventi a processi specifici, l’aumento negli ultimi decenni dei fenomeni d’instabilità che si verificano in alta quota è stato dimostrato da diversi studi ed è riconosciuto come un indicatore del cambiamento climatico, soprattutto per quanto riguarda i crolli di roccia (e.g. Ravanel et al., 2017). Nelle Alpi Italiane, i fenomeni d’instabilità ad alta quota stanno aumentando soprattutto in estate (Nigrelli et al., 2023b): diversi eventi sono segnalati anche in autunno e primavera, mentre ben pochi sono documentati in inverno. L’interpretazione delle condizioni di innesco di questi ultimi è particolarmente delicata, considerata l’elevata frequentazione turistica della montagna durante l’inverno, e dunque le condizioni di rischio associate. Gli eventi invernali sono per lo più di grandi dimensioni, mentre quelli che si verificano in altre stagioni coprono l'intera gamma dei volumi. I processi d’instabilità invernali sembrano contraddire l’attribuzione di molti movimenti di massa recenti al riscaldamento globale. Ma è davvero così? In questo lavoro esaminiamo 12 movimenti di massa avvenuti nelle Alpi Italiane sopra i 1500 m di quota tra metà dicembre e gennaio, ovvero nel periodo natalizio. Abbiamo escluso le valanghe di neve, poiché sono un pericolo ben noto e sono oggetto di numerosi studi dedicati. Abbiamo invece incluso le valanghe di ghiaccio, un pericolo poco studiato, perché riteniamo che presentino una particolare sensibilità ai fattori climatici, e dunque ai cambiamenti climatici. Scopo di questo lavoro è quello di delineare alcune considerazioni preliminari sulla possibile relazione tra l’aumento della frequenza degli eventi invernali negli ultimi decenni e i cambiamenti climatici e ambientali in atto e, più in generale, di richiamare l’attenzione verso i movimenti di massa invernali, attualmente ancora decisamente poco studiati.

Area di studio

2Lo studio ha interessato l’intero arco alpino italiano, esteso per 1.200 km in direzione est-ovest, su una superficie di circa 5.200 km², il 27,3% delle Alpi europee (Figura 1). Una complessa storia geologica è alla base della geodiversità delle Alpi, una catena collisionale a doppia vergenza con domini lito-strutturali provenienti da placche e ambienti geologici diversi. La letteratura alpina classica individua tre settori principali, corrispondenti a regioni paleogeografiche e livelli crostali differenti (Dal Piaz et al., 2003):

• il settore “interno” (meridionale e orientale) delle Alpi Italiane comprende le unità strutturali sud-vergenti della placca superiore del sistema collisionale (dominio “sudalpino”);

• il settore “esterno” (occidentale e settentrionale), appartiene alla placca inferiore del sistema collisionale (area di avampaese “europea”);

• il settore assiale è il cuneo collisionale delimitato da due discontinuità a scala crostale: la Linea Insubrica a sud e il Fronte Pennidico a nord.

3Il complesso quadro cinematico alpino comprende una tettonica estensionale, compressiva e trascorrente nelle zone interne della catena, ed una coeva cinematica compressiva nelle zone esterne; un tardivo, intenso sollevamento del versante occidentale è culminato con la formazione del Massiccio del Monte Bianco (4810 m s.l.m.), la vetta più alta delle Alpi europee. Dopo la loro formazione, le Alpi sono state modellate da diversi processi geomorfologici, che hanno interagito con quelli tettonici. Mentre i ripetuti cicli glaciali pleistocenici hanno modellato le valli alpine, i processi gravitativi e fluvio-torrentizi dell'Olocene hanno modificato profondamente le morfologie e i depositi glaciali, causando diffusi fenomeni di instabilità (Soldati et al., 2006).

4Il clima attuale delle Alpi è caratterizzato da diversi regimi, dovuti principalmente all'influenza della catena montuosa sulla circolazione atmosferica generale. Quest’ultima è caratterizzata da fredde masse d’aria di origine polare provenienti da nord, fredde e umide masse d’aria di origine atlantica da nord-ovest, fredde e secche masse d’aria di origine continentale da est, e calde e umide masse d’aria di origine mediterranea da sud. I climi Köppen-Geiger nelle Alpi sono: arido, temperato caldo, boreale e alpino (Rubel et al., 2016). Negli ultimi decenni, la temperatura dell’aria nelle Alpi ha mostrato un tasso di riscaldamento medio di 0,3 °C/10 anni, più pronunciato in estate e in primavera, superando così quello globale pari a 0,2 °C/10 anni (Hock et al., 2019). Negli ambienti di alta quota, il tasso di riscaldamento medio annuo osservato durante la normalità climatica 1991-2020 è ancora superiore, pari a 0,5°C/10 anni (Nigrelli e Chiarle, 2023a). Secondo questo studio, le temperature sono in aumento in tutto l'arco alpino, soprattutto in estate e in autunno, e in modo più marcato nel settore meridionale (Alpi italiane).

5Nelle Alpi italiane, le temperature medie mensili hanno un andamento unimodale: i mesi più caldi sono luglio e/o agosto, quelli più freddi gennaio e/o febbraio (Figura 2). Esistono differenze significative nei valori di temperatura, principalmente in relazione all'altitudine e all'esposizione dei versanti. Le precipitazioni totali annue sono molto variabili in funzione delle condizioni climatiche locali, con punte di 3000 mm annui. Tuttavia, poiché i pluviometri spesso non sono riscaldati (soprattutto ad alta quota), le precipitazioni possono risultare sottostimate (Viani et al., 2020).

Casi di studio

6Sono stati identificati 12 grandi movimenti di massa avvenuti in pieno inverno nelle Alpi italiane, sopra i 1500 m di quota (Figura 1). Gli eventi sono brevemente descritti di seguito, mentre le loro principali caratteristiche sono riassunte in Tabella 1.

Tabella 1. Principali caratteristiche dei movimenti di massa analizzati in questo lavoro

ID Evento	Evento (nome)	Data	Quota max. (nicchia) (m)	Volume (m3)	Esposizione (nicchia)	Permafrost (A/C/F/N)
1	Alleghe	11/01/1771	1860	10 x 106	ESE	N
2	Colmandro	13/12/1825	1700	n.d.	NE	N
3	Fiernaz	17/01/1982	2000	500,000	SE	N
4	Brenva	18/01/1997	3725	4 x 106	SE	A
5	Whymper	24-25/01/1997	4000	25,000	S	A
6	Rocciamelone	26/12/2006	3200	104	W	A
7	Crammont	24/12/2008	2650	535,000	N	F
8	Sass Maor	19/12/2011	2200	150,000-200,000	E	N
9	Val Senales	27/12/2011	2750	10,000	SW	C
10	Tre Amici	16/12/2015	3400	200,000	NE	A
11	Monviso	26/12/2019	3200	60,000-80,000	N	A
12	Punta San Matteo	19/12/2020	3650	80,000-90,000	N	A

Per la fonte dei dati fare riferimento al testo. ID evento: uguale a quello mostrato nella Figura 1; Quota max. (nicchia): quota massima della nicchia di distacco; Esposizione (nicchia): esposizione media del versante nella zona di distacco; Permafrost: condizioni di permafrost attese nella zona di distacco secondo la Alpine Permafrost Index Map di Boeckli et al., 2012 (A = permafrost in quasi tutte le condizioni; C = permafrost prevalentemente in condizioni fredde; F = permafrost solo in condizioni molto favorevoli; N = assenza di permafrost, n.d.: dato non disponibile).

La valanga di roccia di Alleghe, 11 gennaio 1771

7L'11 gennaio 1771, intorno alle 23:00 ora locale, circa 20 x 10⁶ m³ di roccia si staccarono improvvisamente dal Monte Piz (Alpi Orientali; Figura 1, caso 1), a circa 1750 m di quota. Il movimento, iniziato come traslazionale, si trasformò in una valanga di roccia. Il materiale franato sbarrò il torrente Cordevole, risalendo per circa 150 m il versante opposto della valle e formando la diga di sbarramento del Lago di Alleghe (Eisbacher & Clague, 1984). L'evento causò 49 vittime. Il 1° maggio dello stesso anno, altri 3 x 10⁶ m³ di roccia si staccarono dallo stesso versante, generando un'onda devastante che colpì il paese e causò 3 morti. L’accumulo nel suo complesso, distribuito su un dislivello di 880 m con una pendenza media di 30°, risultò lungo 1500 m (Dykes et al., 2013). La nicchia di distacco, costituita da calcari e dolomie, mostra un complesso sistema di discontinuità: si ritiene che l'instabilità sia stata favorita dalla giacitura sfavorevole della roccia nella parte inferiore del pendio. Nel versante erano state osservate alcune fratture pochi anni prima dell'evento. E’ possibile ipotizzare che le abbondanti precipitazioni dell'autunno abbiano preparato l’instabilità del versante, innescata dalle rigide temperature di gennaio, che potrebbero aver causato il congelamento delle sorgenti, con formazione di sovrappressioni idriche.

La frana di Colmandro, 13 dicembre 1825

8Il fianco nordorientale del Monte Colmandro (2079 m s.l.m., Alpi Orientali) è drenato dal torrente Rebrut, piccolo affluente del Torrente Vanoi (Figura 1, caso 2). I primi segnali di instabilità del versante risalgono al 1748; poco prima del 1800 fu osservata una frattura che provocò un abbassamento di 10 m di una parte del pendio (Filippi Gilli, 2014). Nel 1809, in seguito ad un intenso disboscamento attuato nel corso dell'800 per coltivare prati irrigati convogliando l'acqua di sorgenti vicine, comparvero ulteriori fratture. Nell'ottobre del 1823 piogge intense e prolungate attivarono l'instabilità del versante, con movimenti che si protrassero per circa sei mesi. Nel novembre del 1825 precipitazioni abbondanti determinarono in testata un consistente accumulo di neve, che fuse completamente il 7 dicembre per un repentino aumento della temperatura dovuto a venti di Scirocco. Il 13 dicembre il versante collassò: la massa franata attraversò il sottostante Torrente Vanoi, innalzandone il letto di circa 15 m e provocando la formazione di un grande lago. Il versante rimase instabile per diversi anni, causando ricorrenti ondate di piena nel fondovalle fino al 1882, quando una violenta piena del Torrente Vanoi rimosse definitivamente la diga creata dalla frana.

La valanga di roccia di Fiernaz, 17 gennaio 1982

9La mattina del 17 gennaio 1982 gli abitanti di Fiernaz udirono un'esplosione e videro la cima della montagna sopra Fiernaz sollevarsi di qualche metro per un istante, per poi collassare (Figura 1, caso 3). Circa 500.000 m³ di roccia si staccarono tra quota 2000 e 1500 m s.l.m., alla testata del piccolo bacino che sovrasta la frazione sul versante destro della media Valtournenche (Valle d'Aosta, Alpi Occidentali; Mandrone, 1995). Il crollo si trasformò rapidamente in una valanga di roccia. La maggior parte della massa franata si accumulò nella parte medio-alta del cono detritico alla base del pendio, ma parte del materiale raggiunse il fondovalle, bloccando la strada principale e lambendo alcune abitazioni: migliaia di turisti furono bloccati nella parte alta della valle. Secondo alcuni testimoni, la frana avvenne dopo alcune giornate molto calde caratterizzate da un’abbondante fusione nivale, seguite da un rapido abbassamento della temperatura, che potrebbe aver causato il congelamento delle sorgenti. Il 22 maggio 1983, forti piogge abbinate a un’intensa fusione nivale mobilizzarono gran parte dell'accumulo di frana, innescando una colata detritica di 1 x 10⁶ m³, che distrusse alcune case a Fiernaz e bloccò la strada di fondovalle, raggiungendo il fiume principale (T. Marmore).

La valanga di roccia e ghiaccio della Brenva, 18 gennaio 1997

10Il 18 gennaio 1997 si produsse un catastrofico crollo di roccia dal Gendarme Rouge (3872 m s.l.m.), alla testata del bacino glaciale della Brenva (Massiccio del Monte Bianco, Alpi Occidentali; Figura 1, caso 4). Dalla nicchia di frana, larga 250 m e alta 330 m, si staccarono 2 x 10⁶ m³ di roccia, che scivolarono sulla superficie del ghiacciaio, inglobando lungo il percorso circa 2 x 10⁶ m³ di ghiaccio (Barla et al., 2000). Il movimento si trasformò rapidamente in un’enorme valanga che superò la fronte del ghiacciaio e risalì il fianco nord-ovest del Mont Chetif, sul versante opposto della valle (Figura 3), bloccando il fiume principale (Dora di Veny) e invadendo una pista da sci: due sciatori rimasero uccisi. Il versante aveva già mostrato segni di instabilità nell'estate del 1996, e due giorni prima del crollo principale. Nel novembre del 1920, il Ghiacciaio della Brenva aveva già subito l’impatto di una grande valanga di roccia, e la morena laterale destra conserva le testimonianze geomorfologiche di altre grandi frane avvenute nell’Olocene (Deline et al., 2015). Secondo Paranunzio et al. (2016), l’evento del 1997 si associò ad un'anomalia delle precipitazioni nei 3 mesi precedenti, a basse temperature nei 30 giorni prima e ad un ulteriore marcato calo della temperatura nei 3 giorni precedenti il collasso.

La valanga di ghiaccio del Whymper, 24-25 gennaio 1997

11Nella notte tra il 24 e il 25 gennaio 1997, circa 25.000 m³ di ghiaccio si staccarono dal Seracco Whymper a 4000 m di quota, alla sommità del Ghiacciaio delle Grandes Jorasses (Massiccio del Monte Bianco, Alpi Occidentali; Figura 1, caso 5). La valanga di ghiaccio percorse la parte superiore del Ghiacciaio delle Grandes Jorasses, per poi dividersi in due rami. Il ramo principale raggiunse il Ghiacciaio di Planpincieux (situato a ovest del Ghiacciaio delle Grandes Jorasses), lo percorse fino alla sua fronte sospesa, per poi incanalarsi nella sottostante incisione rocciosa fino a quota 2000-2100 m, senza provocare danni (Miletto G., 1997). Il Seracco Whymper era monitorato dal marzo 1996 per i rischi posti alla sottostante Val Ferret dai ricorrenti crolli di ghiaccio, per cui fu possibile prevedere il distacco con un margine di errore di pochi giorni (Chiarle et al., 2022).

La frana del Rocciamelone, 26 dicembre 2006

12Il 26 dicembre 2006 una frana coinvolse un tratto di 250 m della cresta meridionale del Rocciamelone (3538 m s.l.m., Valle di Susa, Alpi Occidentali; Figura 1, caso 6), a quota 3200 m circa (Turconi et al., 2010). Alcune decine di migliaia di m³ scivolarono a valle per decine di metri lungo il fianco occidentale della cresta. Il movimento principale fu seguito nei giorni successivi da piccoli crolli. Fratture parallele alla cresta erano state osservate per la prima volta nel settembre 2004, ma il loro movimento aveva subito un’accelerazione nell'autunno 2006. L'instabilità del versante si riattivò nel giugno 2007, proseguendo per tutta l'estate, con circa 200 piccole frane e cadute massi documentate. Negli anni successivi il versante ha continuato a deformarsi, ma più lentamente (Paro et al., 2016). I fattori predisponenti il versante all'instabilità sono l'assetto geostrutturale e una deformazione gravitativa profonda di versante situata a valle della zona di distacco della frana. Le elevate temperature dell’aria dei primi anni 2000 (ed in particolare del 2003) potrebbero aver preparato l’instabilità (Paro et al., 2016). Per quanto riguarda i possibili fattori scatenanti, Paranunzio et al. (2019) hanno riscontrato un’anomalia positiva di temperatura nei mesi precedenti la frana, e un ulteriore marcato aumento della temperatura nei giorni immediatamente prima dell’evento.

La valanga di roccia del Crammont, 24 dicembre 2008

13Il 24 dicembre 2008 alle ore 17:21, una piccola frana si staccò dalla parete nord della cresta del Crammont (Valle d'Aosta, Alpi Occidentali; Figura 1, caso 7). Il crollo fu preceduto nel primo pomeriggio da alcune valanghe miste di roccia e neve e da piccoli crolli. Una frana più ampia si staccò quindi dalla base di uno sperone al centro della parete nord (Deline et al., 2011; Figura 4). Due minuti dopo, l'intero sperone crollò a partire da quota 2650 m, generando una valanga di roccia e una densa nuvola di polvere nera. La valanga percorse il Vallon d'Arp fino a un altopiano innevato, dove depositò gran parte del materiale: solo una piccola parte di esso proseguì verso valle, raggiungendo la Dora a quota 1090 m s.l.m., senza sbarrarla. La valanga inglobò neve lungo il percorso e fu incanalata da argini morenici. Utilizzando la sequenza fotografica della Figura 4, è stato stimato che la velocità media del fronte della valanga durante il primo minuto fosse di circa 14,5 m s⁻¹. L’accumulo, costituito in gran parte (forse fino al 50%) da neve e di spessore variabile da pochi cm a 1-2 m, presentava limiti netti e creste longitudinali, ed era formato da detriti prevalentemente grossolani e a gradazione inversa, con struttura openwork e clast-supported, e abbondante matrice. La cresta sommitale collassata, che in alcuni tratti appariva sdoppiata, presentava fessure verticali aperte. Secondo Paranunzio et al. (2019), la temperatura dell'aria era rimasta molto bassa nei 3 mesi precedenti l'evento, per poi rialzarsi bruscamente nei 7 giorni precedenti la frana.

La valanga di roccia del Sass Maor, 19 dicembre 2011

14Il 19 dicembre 2011, un grande frana si staccò ai piedi del fianco orientale del Sass Maor (2812 m s.l.m., Pale di San Martino, Alpi Orientali; Figura 1, caso 8), a quota 2000 m circa (Bonaccorso, 2011). La nicchia di distacco aveva un'area di circa 15.000 m² per un volume di roccia collassato stimato in 150.000-200.000 m³, con blocchi grandi fino a 80-100 m³. Il materiale franato si distribuì su due canali detritici, arrestandosi a circa 1620 m di quota. Il crollo danneggiò tre delle vie di arrampicata più famose del Sass Maor. Il collasso è stato attribuito alle scadenti caratteristiche geomeccaniche della roccia. L'evento è avvenuto dopo un lungo periodo caratterizzato da temperature anormalmente alte, calate poi bruscamente nei giorni precedenti il crollo (R. Paranunzio, com. pers.).

La colata detritica della Val Senales, 27 dicembre 2011

15Il pomeriggio del 27 dicembre 2011, il torrente che scorre nella frazione Maso Corto in Val Senales (Alpi Orientali; Figura 1, caso 9) presentava una portata insolitamente elevata. In serata, una colata di circa 10.000 m³ si abbatté improvvisamente sulla frazione (Bressan, 2011). Un campeggio e un albergo furono evacuati e le strade adiacenti chiuse. Un sopralluogo effettuato il giorno successivo consentì di accertare che la colata detritica si era innescata per lo svuotamento improvviso, a monte dell’abitato, di una piccola depressione il cui sbocco era stato bloccato da una massa di ghiaccio e neve. La depressione si era riempita d'acqua a causa delle filtrazioni da una diga in roccia di un lago situato poco sopra, a valle del Ghiacciaio del Giogo Alto.

16

La valanga di roccia della Tre Amici, 16 dicembre 2015

17Nella notte tra il 16 e il 17 dicembre 2015, un crollo di roccia si staccò dal settore settentrionale della Punta Tre Amici (3780 m s.l.m., Massiccio del Monte Rosa, Alpi Occidentali; Figura 1, caso 10), a quota 3400 m circa, coinvolgendo parzialmente anche il Ghiacciaio del Signal (Chiarle et al., 2016; Figura 5). Il crollo si trasformò rapidamente in una valanga di roccia di circa 200.000 m³, che attraversò il Ghiacciaio Settentrionale delle Locce, raggiungendo la sponda meridionale del Lago delle Locce (2200 m s.l.m.). Il versante, che era stato teatro nel settembre 2010 di un altro crollo di roccia, è tuttora instabile, come testimoniato dai crolli e dalle colate detritiche ricorrenti. Il tardo autunno 2015 nelle Alpi Occidentali Italiane ha fatto registrare temperature eccezionalmente calde e assenza di neve. Dopo una parentesi fredda a inizio dicembre, la temperatura è tornata ben al di sopra della media stagionale nei giorni immediatamente precedenti la frana.

Il crollo al Monviso, 26 dicembre 2019

18Il 26 dicembre 2019 si verificò un grande crollo a circa 3200 m di quota sul versante settentrionale del Torrione Sucai, uno sperone roccioso del Massiccio del Monviso (3841 m s.l.m., Alpi Occidentali; Figura 1, caso 11). Il volume crollato dalla nicchia di distacco, alta 150-160 m e larga 40-70 m, è stato stimato pari a circa 60.000-80.000 m³ (ARPA Piemonte, 2021). Il materiale franato ha formato un accumulo ventagliforme, largo fino a 200 m e con blocchi anche di 500 m³, sul cono detritico esistente ai piedi del versante roccioso collassato (Figura 6). Nonostante l’assenza di segnalazioni di eventi analoghi accaduti in passato, la presenza di questo grande cono detritico e l’analisi di aerofotografie degli anni 2000 testimoniano la marcata instabilità del versante. Dopo il crollo principale, il versante è stato soggetto ad instabilità residua fino all'inizio dell'estate 2020. Il crollo non ha causato danni, ma l’accumulo si è fermato appena 100 m sopra un sentiero molto frequentato che porta al Rifugio Quintino Sella, lungo la salita al Monviso. Il crollo è stato attribuito alla degradazione del permafrost in un ammasso roccioso molto fratturato (ARPA Piemonte, 2021). L'evento è stato associato ad abbondanti precipitazioni nei 3 mesi precedenti, e ad un improvviso calo della temperatura nella settimana precedente (R. Paranunzio, com. pers.). La nicchia di distacco è molto vicina al Ghiacciaio Superiore del Coolidge, crollato quasi per intero nel 1989, producendo una delle più grandi valanghe di ghiaccio documentate nelle Alpi Italiane (Chiarle et al., 2022).

La valanga di roccia e ghiaccio di Punta San Matteo, 20 dicembre 2020

19Tra il 19 e il 20 dicembre 2020 una valanga di roccia e ghiaccio si sviluppò lungo il versante settentrionale, glacializzato, della Punta San Matteo (3678 m s.l.m., Gruppo Ortles-Cevedale, Alpi Centrali; Figura 1, caso 12). La valanga, partita da quota 3650 m, si fermò sul Ghiacciaio dei Forni, a quota 2945 m (Scotti & Cola, 2021; Figura 7). Il volume dell’evento è stato stimato in 80.000-90.000 m³, di cui 90% roccia, 10% neve e ghiaccio. I primi segnali di instabilità si erano manifestati la mattina del 19 dicembre, ed il crollo principale fu seguito, nei giorni successivi, da ulteriori piccoli crolli. Negli ultimi 30 anni la Punta San Matteo ha subito una drammatica riduzione della copertura glaciale, con apertura di grandi finestre rocciose. L’area del distacco è stata pertanto soggetta a decompressione, nonché a marcate fluttuazioni termiche e a processi crioclastici, dovuti alla percolazione dell'acqua di fusione nelle fratture della roccia.

Risultati e discussione

20Le caratteristiche principali dei casi di studio analizzati sono riassunte in Tabella 1. Ad alta quota i movimenti di massa, piuttosto rari in inverno, si concentrano in primavera, autunno, ed estate. Nigrelli et al. (2023b) hanno analizzato la distribuzione mensile di 441 eventi verificatisi sopra i 1500 m di quota nelle Alpi Italiane nel periodo 2000-2022. La Figura 8 mostra per i fenomeni che si verificano nella fascia altimetrica 1500-2500 m un picco di frequenza nel mese di maggio, con un massimo secondario in ottobre-novembre. Al contrario, gli eventi oltre i 2500 m di quota mostrano un chiaro picco di frequenza nel mese di agosto. Dicembre, gennaio, febbraio e settembre sono gli unici mesi in cui il numero di eventi, peraltro estremamente limitato, si equivale in entrambe le fasce altimetriche.

21Il numero limitato di eventi invernali disponibili non consente conclusioni statisticamente basate. E’ tuttavia possibile effettuare alcune considerazioni preliminari:

1. Esistono differenze significative tra gli eventi più antichi e quelli più recenti: A) i movimenti di massa avvenuti prima del 1997 si sono innescati per lo più tra 1700 e 2000 m di quota, cioè in versanti privi di permafrost; dal 1997, i fenomeni provengono da quote superiori ai 2200 m, in molti casi al di sopra dei 3200 m s.l.m., cioè da versanti con permafrost. B) L’esposizione dei versanti per gli eventi precedenti al 2000 è compresa tra NE e S (in particolare S e SE), mentre quella dei versanti collassati dopo il 2000 è compresa tra SW ed E (soprattutto N). È noto come i versanti esposti da E a S siano quelli soggetti alle maggiori escursioni termiche, sia a scala giornaliera che stagionale, essendo i più esposti alla radiazione solare (Nigrelli et al., 2022). Tuttavia, diversi studi (ad esempio Nagai et al., 2013) hanno dimostrato come in alta quota i versanti esposti a N siano quelli più soggetti a instabilità per degradazione del permafrost. C) I fenomeni verificatisi fino al 1997 sono associati ad abbondanti precipitazioni nei mesi antecedenti, e spesso ad un abbassamento della temperatura nei giorni immediatamente precedenti. Gli eventi successivi al 2000 sono invece associati solo ad anomalie di temperatura (ad eccezione di Monviso 2019). Queste osservazioni indicano un cambiamento, dopo il 2000, delle condizioni associate all’instabilità invernale, con un maggiore coinvolgimento dei versanti con permafrost, per i quali non sono noti eventi prima del 1997, e una transizione da movimenti controllati da abbondanti precipitazioni, a movimenti controllati da anomalie e fluttuazioni della temperatura.

2. In inverno possono verificarsi eventi di ogni tipo, comprese le colate detritiche, anche se prevalgono crolli/valanghe di roccia.

3. La maggior parte degli eventi documentati ha magnitudo piuttosto elevate (10⁴ - 10⁶ m³). Ciò potrebbe essere in parte dovuto alla scarsa frequentazione della montagna nel periodo invernale, con la possibilità che eventi più piccoli non vengano segnalati. Tuttavia, secondo gli autori, è difficile che passino inosservati eventi con volumi di 10³ m³: questa ipotesi è corroborata dalle immagini delle webcam installate nelle aree alpine, che consentono un monitoraggio visivo anche durante l’inverno.

4. La mobilità degli eventi (dislivello/percorso, H/L in Tabella 1) è per lo più compresa tra 0,41 e 0,61, coerentemente con i valori riscontrati in letteratura (Lucas et al., 2014). Solo in 3 casi (Monviso, Fiernaz, Whymper) essa è significativamente più bassa (0,80-1,41).

5. La maggior parte degli eventi si è verificata negli ultimi 25 anni. Ciò potrebbe dipendere in parte dai cambiamenti climatici, in parte dalla crescente attenzione verso questo tipo di processi.

22In sintesi, sulla base dei casi di studio presentati in questo lavoro, possiamo ipotizzare per i movimenti di massa invernali in alta quota nelle Alpi Italiane i seguenti fattori:

1. Fattori predisponenti: le condizioni lito-strutturali del substrato roccioso rappresentano il fattore predisponente principale (vedi ad es. Alleghe, Fiernaz, Crammont, Tre Amici). I litotipi coinvolti sono soprattutto rocce scistose, ma alcuni eventi si sono impostati in rocce più compatte (calcari/dolomie, gneiss/graniti).

2. Fattori preparatori: per gli eventi avvenuti prima del 2000 hanno giocato un ruolo fondamentale le abbondanti precipitazioni cadute nelle settimane/mesi precedenti. In un caso (Colmandro 1825), anche le pratiche di uso del suolo sono state cruciali. Dopo il 2000, invece, hanno avuto un ruolo chiave le anomalie positive di temperatura a lungo termine, che hanno favorito la fusione di ghiaccio, neve e permafrost. Inoltre, alcuni studi hanno dimostrato come lo strato attivo del permafrost raggiunga la sua massima profondità nel tardo autunno (e.g., Magnin et al., 2015): questo fenomeno potrebbe spiegare il verificarsi di eventi in pieno inverno, e la loro magnitudo relativamente elevata. In alcuni casi, la riduzione della copertura glaciale può aver contribuito a preparare l’instabilità. Infine, anche le condizioni di gelo che si instaurano in superficie durante l’inverno possono essere propedeutiche all’instabilità, o addirittura innescarla, impedendo il deflusso dell’acqua che percola nel versante e provocando così un aumento delle pressioni idriche (Govi et al., 1993).

3. Fattori scatenanti: in alcuni casi i fattori predisponenti e preparatori sono di per sé sufficienti a innescare l’instabilità (es. Alleghe, Brenva). In diversi casi, un ruolo chiave è stato probabilmente svolto dal rapido aumento della temperatura nei giorni precedenti l’evento: la fusione nivale che ne è seguita (Colmandro, Fiernaz, Rocciamelone, Tre Amici) può aver fornito l’apporto d’acqua necessario all’innesco dei fenomeni. In alcuni casi, il fattore scatenante può essere stato un marcato calo della temperatura, che potrebbe aver sigillato le sorgenti, causando un aumento delle pressioni idriche nei versanti.

Considerazioni conclusive

23Negli ambienti di alta quota delle Alpi Italiane i movimenti di massa invernali sono eventi rari. Da questo studio è emerso come in inverno possa verificarsi qualsiasi tipo di instabilità, comprese le colate detritiche, anche se prevalgono le frane, in particolare crolli/valanghe di roccia, con magnitudo spesso piuttosto elevate (10⁴ - 10⁶ m³). Negli ultimi decenni si è osservato un evidente aumento della frequenza e delle dimensioni dei movimenti di massa invernali. Fino al 1997, poi, non sono documentati eventi d’instabilità in versanti con permafrost. Questi risultati possono in parte derivare dalla crescente attenzione dedicata negli ultimi anni agli impatti dei cambiamenti climatici e ai rischi ad essi associati, anche se sembra improbabile che eventi di grandi dimensioni, anche nel passato, possano essere passati inosservati. È probabile, piuttosto, che i rapidi cambiamenti avvenuti in alta montagna abbiano alterato profondamente l'equilibrio dei versanti, decomprimendo ed esponendo il substrato roccioso agli agenti atmosferici, ed aumentando la quantità di acqua in circolazione. In questo contesto, e considerata la crescente frequentazione soprattutto a fini turistici delle aree alpine anche nel periodo invernale, è importante ampliare le conoscenze sui movimenti di massa invernali. Ulteriori dati su questo tipo d’instabilità potranno provenire dall’ampliamento dei casi studio, grazie alle tecnologie emergenti (e.g., immagini satellitari e da droni, webcam) e dal confronto con aree di alta quota/latitudine fuori dall’Italia. Anche i cittadini, attraverso i social media, stanno fornendo un prezioso contributo alla segnalazione, documentazione e diffusione di informazioni su fenomeni d’instabilità, e devono altresì diventare fruitori sempre più consapevoli e responsabili degli ambienti montani.