TORRENTI MONTANI

Aspetti geomorfologici

Sono comunemente definiti torrenti montani gli alvei della zona montana e collinare che corrispondono alla porzione medio-alta di un bacino idrografico. Essi hanno dimensioni da piccole a intermedie e presentano, in generale, pendenze elevate e una notevole variabilità spaziale, dovuta al controllo esercitato dai versanti, dai conoidi e dal substrato roccioso. Mostrano inoltre una elevata resistenza al deflusso torrentizio per la presenza di sedimenti grossolani; solo eventi di forte intensità sono in grado di modificare il fondo sul quale scorrono. Il regime delle portate è caratterizzato da una forte stagionalità. I corsi d’acqua costituiscono un efficace mezzo di mobilizzazione – erosione, trasporto e sedimentazione – di grandi quantità di materiali. L’erosione fluviale può manifestarsi come incisione verticale o laterale, processi che spesso coesistono. L’acqua esercita un’azione di disfacimento fisico e chimico, ma il lavoro principale è quello di corrasione, prodotto dagli urti e dallo sfregamento dei detriti trasportati. Ne derivano scanalature, nicchie semicilindriche e cavità profonde ai piedi delle cascate. L’evorsione genera le cosiddette marmitte dei giganti. Il progressivo approfondimento dell’alveo porta alla formazione di forre d’incisione, spesso guidate da discontinuità strutturali. L’erosione si propaga verso monte attraverso l’erosione regressiva, che tende a regolarizzare le pendenze del profilo longitudinale. Nelle zone montane e collinari prevalgono alvei confinati tra versanti ripidi. Il principale lavoro di modellamento avviene durante le piene, quando l’energia disponibile è massima. Il sedimento alluvionale trasportato è tipicamente grossolano e molto eterogeneo, costituito da massi, ciottoli, ghiaia e sabbia; i massi possono raggiungere dimensioni ciclopiche. L'insieme delle pendenze e dei regimi torrentizi locali determina un massiccio trasporto solido di fondo, prevalentemente per saltazione e trascinamento di detriti grossolani. Le cui dinamiche micro-idrauliche che lo governano esulano dagli scopi puramente geomorfologici di questo articolo.

La morfologia delle valli non è solo il risultato dell’incisione del corso d’acqua principale e dei suoi affluenti: si tratta di sistemi complessi, nei quali l’azione erosiva dell’alveo e quella laterale delle sponde interagiscono con i processi di degradazione dei versanti – frane, erosioni superficiali, fenomeni crioclastici – che controllano l’evoluzione morfologica dei fianchi vallivi. La morfologia è inoltre influenzata dal controllo strutturale: i corsi d’acqua si impostano quasi sempre in roccia e il loro percorso può essere condizionato da faglie, giunti di strato e altre discontinuità. I versanti limitano la mobilità trasversale, con forme planimetricamente poco sviluppate e presenza rara di pianure inondabili, generalmente di ridotta larghezza.

L’alveo dei torrenti montani è un sistema morfodinamico complesso, la cui geometria è dominata dall’interazione tra idrodinamica, pendenza e bilancio sedimentario. I torrenti montani possono presentare alvei scavati in roccia, talvolta privi di sedimenti, oppure alvei incisi in roccia ma coperti da accumuli di ciottoli deposti al termine delle piene; possono inoltre mostrare alvei a fondo mobile, con sedimento continuo e sponde talvolta rocciose. Nei tratti in roccia, l’assenza di un letto alluvionale continuo è dovuta all’elevata capacità di trasporto della corrente. La pendenza può essere molto elevata (>20%) o relativamente bassa (<1%). La dinamica evolutiva dei tratti in roccia è più lenta rispetto a quella dei tratti alluvionali, con differenze legate alla litologia, più o meno erodibile, e ai processi di cavitazione, abrasione e alterazione chimica. I tratti a fondo mobile presentano uno strato continuo di sedimento grossolano e una morfologia variabile da monocanale (rettilineo o sinuoso) a pluricanale (intrecciata o anastomizzata), in funzione del carico sedimentario e della larghezza della piana alluvionale. L’instaurarsi di queste morfologie dipende dal rapporto tra capacità di trasporto e alimentazione solida, a sua volta controllata dalla pendenza. Più grande è il materiale detritico, maggiore è la velocità necessaria affinché possa essere trasportato; la deposizione avviene quando viene meno la competenza della corrente. Nei tratti di testata, le aste di primo ordine possono incidere materiale colluviale, dando origine ad alvei colluviali, scavati nei depositi di versante. Presentano dimensioni ridotte e un trasporto solido intermittente e impulsivo (colate detritiche o debris flow). Talora possono essere assimilati a forme di gully.

I torrenti montani presentano un’ampia gamma di forme geomorfologiche che si succedono lungo il profilo in base alla pendenza, alla geologia e alla disponibilità di detriti. Nei tratti ad alta energia incisionale prevale l’erosione lineare, con formazione di forre a pareti sub-verticali e cascate. Queste ultime, frequenti nei tratti ad elevata pendenza, sono forme temporanee soggette a erosione regressiva; caratterizzate da salti più o meno verticali di altezza superiore ai 3 metri, richiedono rocce compatte e resistenti e si originano spesso in corrispondenza di discontinuità litologiche, faglie o nei valloni con morfologia glaciale relitta. Dissipando istantaneamente grandi quantità di energia, le cascate interrompono la continuità del profilo longitudinale. Altre forme sono i tratti a cascade (rapide), caratterizzati da pendenze elevate e accumuli caotici di massi che frammentano il flusso. Quando la pendenza è compresa tra il 5% e il 15%, il torrente si organizza nella struttura a step-pool: gradini formati da blocchi o tronchi caduti, seguiti da pozze di dissipazione. A pendenze intermedie (1-3%) si sviluppa la morfologia a plane bed, con alveo relativamente uniforme e fondo omogeneo di ciottoli e ghiaie. Nelle zone pedemontane o a pendenza moderata si instaura la sequenza riffle-pool, con alternanza di raschi poco profondi e buche più profonde. Le sponde possono presentare scarpate d’erosione che incidono conoidi o terrazzi fluviali, mettendo a nudo sezioni del materasso alluvionale. I conoidi sono forme convesse che si aprono a ventaglio allo sbocco dei corsi d'acqua in vallate più ampie. La diminuzione della pendenza e la conseguente riduzione della capacità di trasporto favoriscono la deposizione di sedimenti, che si dispongono a ventaglio formando un corpo generalmente inclinato verso valle. La loro evoluzione dipende, dalla dinamica del corso d'acqua principale e dalle variazioni nel tempo delle condizioni di trasporto e sedimentazione. Le ostruzioni da materiale legnoso influenzano la configurazione del fondo. Il legname di grandi dimensioni proviene da frane, colate o schianti; durante le piene ordinarie solo pochi tronchi vengono mobilizzati, mentre nelle piene eccezionali il trasporto può diventare congestionato ed è governato dal rapporto tra larghezza alveo, lunghezza tronchi e quantità disponibile.

Dinamiche evolutive del reticolo idrografico montano

L’acqua apportata dalle precipitazioni al bacino viene convogliata, per effetto della gravità, lungo il reticolo idrografico fino alla sezione di chiusura. Il reticolo assume generalmente una configurazione ramificata, la cui geometria è il risultato dell’interazione tra fattori climatici, idrologici, geologici, morfologici ed edafici, che concorrono a modellare l’evoluzione del territorio. In condizioni omogenee, esso tende a organizzarsi secondo strutture dendritiche; tuttavia la sua configurazione è fortemente influenzata dalle caratteristiche geologiche e strutturali del substrato. Non sono infatti rari i corsi d’acqua che seguono l’andamento di faglie o altre discontinuità tettoniche, soprattutto quando queste separano rocce con diversa resistenza all’erosione. La densità del drenaggio è controllata da numerosi fattori: permeabilità delle rocce, grado di alterazione della regolite, morfologia e pendenza dei versanti, regime delle precipitazioni, copertura vegetale e sviluppo dei suoli. Durante gli eventi di piena, il reticolo non costituisce una struttura rigidamente definita, ma può modificare temporaneamente la propria estensione, attivando o disattivando linee di deflusso in funzione della quantità d’acqua disponibile. Esso rappresenta pertanto un elemento di connessione fondamentale tra le diverse porzioni del bacino, attraverso il quale vengono trasferiti verso valle non soltanto i deflussi liquidi, ma anche i materiali solidi mobilizzati dall’erosione.

L’energia associata al movimento dell’acqua è significativa: per ogni metro di dislivello, 1 m³ d’acqua può dissipare circa 9,8 kJ di energia. I deflussi meteorici esercitano quindi un lavoro continuo sia sulle superfici del bacino sia sull’alveo dei corsi d’acqua. Una parte dell’energia viene dissipata attraverso l’attrito tra l’acqua e le particelle solide che costituiscono il suolo e il fondo degli alvei; la resistenza opposta da questi materiali condiziona il movimento della corrente e contribuisce alla loro progressiva disgregazione. L’azione meccanica esercitata dall’acqua varia in funzione della pendenza. Nei settori più ripidi del bacino, la maggiore energia della corrente favorisce l’erosione superficiale e l’asportazione di materiale, che viene successivamente trasportato verso valle. Procedendo lungo il corso d’acqua, la diminuzione della pendenza riduce la capacità erosiva della corrente, mentre rimane significativa la sua capacità di trasferire i sedimenti provenienti dai settori più elevati. Nei tratti caratterizzati da pendenze più modeste, l’energia disponibile diminuisce ulteriormente e la corrente non riesce più a mantenere in movimento tutto il sedimento: si instaura così una progressiva deposizione, con formazione di aree di accumulo.

In termini schematici, un bacino montano può essere suddiviso in tre settori principali. Nella zona di alimentazione, situata nei settori montani, prevalgono i processi di erosione e asportazione del materiale, che viene trasferito verso valle dalla corrente. Segue una zona intermedia di trasporto, nella quale diminuisce l’apporto di nuovo materiale solido e la corrente trasferisce prevalentemente i sedimenti provenienti dai settori superiori. Infine, nella zona valliva di deposito, la progressiva diminuzione dell’energia della corrente riduce la capacità di trasporto, favorendo l’accumulo di una parte significativa del materiale proveniente da monte. Questa suddivisione ha valore schematico e serve a rappresentare le diverse fasi del processo erosivo e del successivo trasporto e deposito dei sedimenti: nella realtà, i limiti tra le tre zone non sono netti e non è detto che tutti e tre i settori siano contemporaneamente riconoscibili all’interno di un singolo bacino.

Nelle zone montane di alimentazione si hanno generalmente pendenze elevate, sezioni idriche strette e profonde, notevoli dimensioni del materiale solido trasportato e flussi veloci. Nelle zone intermedie di trasporto gli alvei sono meno incisi, più ampi, talvolta ramificati e con andamento planimetrico variabile nel tempo. Nelle zone vallive di deposito le pendenze di fondo sono più contenute, così come le dimensioni del materiale solido, e il corso d’acqua diviene tortuoso o meandriforme, con sezioni idriche più larghe e poco profonde.

L’evoluzione e le dinamiche del reticolo idrigrafico montano costituiscono processi esogeni che, insieme a quelli endogeni, contribuiscono al modellamento del rilievo e alle sue variazioni altitudinali. L’azione dell’acqua nel modificare progressivamente la superficie terrestre era stata colta con straordinaria efficacia già da Leonardo da Vinci, che nel Codice Atlantico annota: "L'acqua disfa li monti e riempie le valle e vorrebbe ridurre la terra in perfetta spericità, s'ella potessi."

Torrenti montani biellesi

Le valli dei principali torrenti montani biellesi presentano versanti acclivi e accidentati, con fondo stretto e profili a “V” marcata, tipici delle incisioni generate esclusivamente da correnti torrentizie, salvo nei settori più elevati dove permane una morfologia relitta di modellamento glaciale. I torrenti sono caratterizzati da un sedimento alluvionale prevalentemente grossolano ed eterogeneo, con massi e ciottoli arrotondati e presenza subordinata di ghiaia e sabbia; non è raro imbattersi in blocchi ciclopici.

Nel presente lavoro vengono considerate le valli montane del territorio, e non i bacini idrografici nella loro interezza, poiché questi si estendono verso le aree collinari e di pianura. La descrizione e la documentazione fotografica si riferiscono ai settori medio-alti delle valli, dove i corsi d’acqua conservano caratteri propriamente montani. Come riferimento altimetrico convenzionale è stata assunta la quota di 600 m s.l.m., senza considerarla un limite rigido: la delimitazione degli ambiti è fondata sull’integrazione del criterio altimetrico con quello morfologico, privilegiando la continuità dei caratteri torrentizi.

Procedendo da sud-ovest verso nord-est, il territorio montano del Biellese annovera le valli dei seguenti corsi d’acqua principali e dei loro tributari: Viona, Ingagna, Elvo, Oremo, Oropa, Rio Stono, Cervo, Strona di Mosso, Sessera e Strona di Postua. La valle del Torrente Strona di Postua interessa solo marginalmente il territorio biellese e il torrente funge da confine nella sua parte più alta. Questi sono i principali ambiti vallivi nei quali è possibile riconoscere, almeno nel settore medio-alto, una morfologia e una dinamica proprie dei torrenti montani.

I torrenti montani biellesi presentano caratteristiche riconducibili ai corsi d’acqua alpini: forti pendenze, incisione marcata, alvei a fondo fisso e mobile, trasporto solido abbondante e risposta rapida alle precipitazioni intense. Questi elementi costituiscono la base comune dell’intero territorio montano biellese. Tuttavia, al di sotto di questa struttura generale, ogni valle mostra peculiarità geomorfologiche e idrologiche proprie, derivanti dall’interazione di tre fattori fondamentali: clima, litologie e vegetazione. Tra questi, il fattore litologico è quello che introduce le differenze più marcate: la natura delle rocce, il loro grado di alterazione, l’assetto strutturale e la presenza di coperture detritiche controllano la stabilità dei versanti, la quantità e la granulometria del trasporto solido, la forma dell’alveo, la tipologia dei dissesti e la risposta idrologica agli eventi estremi.

Il Torrente Viona nasce sulle pendici della Colma di Mombarone; subito dopo la sorgente forma il Lago Pasei e, nel tratto montano del suo percorso, segna il confine con la Provincia di Torino. Ha subito deviazioni geomorfologiche dovute ai depositi glaciali dell’Anfiteatro Morenico di Ivrea.

Il Torrente Ingagna nasce nel territorio di Donato, sulle pendici meridionali della Colma di Mombarone, ed è sbarrato in ambito montano-collinare dall’omonima diga (invaso dell’Ingagna). Nella parte media del suo percorso incide il substrato del Complesso Mafico della Zona Ivrea-Verbano.

Il Torrente Elvo nasce dalle pendici meridionali del Monte Mars (la vetta più alta delle Alpi Biellesi) e modella la parte occidentale del territorio. Nella sua parte alta scorre incassato in una valle a profilo “V” molto accentuato; nella parte medio-alta forma tipiche forre. Incide le rocce della Zona Sesia-Lanzo e, a Sordevolo, un caratteristico lembo di depositi vulcano-sedimentari oligocenici. A valle della Linea del Canavese i versanti sono interessati da affioramenti granitoidi e dalle rocce del Complesso Mafico. Tra gli affluenti principali va annoverato, anche per le caratteristiche ambientali, il Torrente Janca.

Il Torrente Oremo nasce dalle pendici della Muanda e, oltre a presentare i caratteri peculiari dei corsi d’acqua montani, espone rocce appartenenti agli scisti glaucofanici.

Il Torrente Oropa nasce dal Lago del Mucrone e la parte alta del bacino è impostata nei micascisti eclogitici con associati metagranitoidi; più a valle attraversa rocce andesitiche oligoceniche. Oltre la Linea del Canavese incide litotipi serpentinitici, gabbrici, gabbrodioritici e noritici e, dopo aver attraversato la Linea della Cremosina, rocce migmatitiche.

Il Rio Stono è un corso d’acqua secondario che, pur presentando caratteristiche montane, non mostra tutte le evidenze geomorfologiche e petrografiche degli altri torrenti. Espone tuttavia le litologie presenti a monte e a valle della Linea della Cremosina, nonché evidenze morfologiche della stessa.

Il Torrente Cervo è l’asse centrale della geomorfologia biellese. Nasce dal Lago della Vecchia (1858 m s.l.m.) e, nelle parti alte della sua valle e dei suoi affluenti principali, conserva le più significative testimonianze di morfologia glaciale del territorio. La testata della Valle Cervo presenta il migliore esempio di circo glaciale delle Alpi Biellesi: il circo relitto alla base del Monte Cresto, occupato dal Lago della Vecchia. Tra gli affluenti principali d’alta quota si annoverano Pragnetta, Irogna, Mologna, Chiobbia, Valdescola e il Rio Concabbia, tutti caratterizzati da regime torrentizio; quelli impostati nelle rocce della Zona Sesia-Lanzo presentano inoltre abbondanti blocchi ciclopici. La parte alta del bacino è impostata nei micascisti eclogitici con associati metagranitoidi; il torrente attraversa poi due plutoni, quello della Valle del Cervo e quello di Miagliano, creando un’identità visiva e strutturale unica, soprattutto nel tratto scavato nella sienite del plutone omonimo, dove si formano gole e forre a pareti verticali nei territori di Rosazza e Campiglia Cervo. Nell'area plutonica della Valle del Cervo gli affluenti, a causa della forte inclinazione e portata non formano significativi depositi fluviali; fa eccezione il Rio Bele, che forma un conoide alluvionale in corrispondenza della Frazione Oretto. Nell’aureola di contatto del plutone affiorano cornubianiti; scendendo verso valle il torrente incide andesiti oligoceniche, rocce di faglia del Sistema del Canavese, le rocce del Complesso Mafico, tonaliti del Plutone di Miagliano, nuovamente gabbri del Complesso Mafico e, a valle della Linea della Cremosina, rocce migmatitiche.

Il Torrente Strona di Mosso nasce nell’area del Bocchetto Sessera. Le sue acque sono sbarrate dalla Diga di Camandona, che forma il Lago di Camandona. Nella parte medio-bassa della valle, in prossimità di Pianezze (Camandona), sono presenti evidenze petrografiche di una faglia tardiva trasversale al Sistema della Cremosina.

Il Torrente Sessera nasce dalle pendici della Cima di Bo e scorre in un territorio montano quasi incontaminato, alimentando anche l’invaso delle Mischie. Tra i suoi affluenti principali si annoverano il Torrente Dolca e il Rio Confienzo. Nella parte alta incide rocce della Zona Sesia-Lanzo, del Plutone della Valle del Cervo e le cornubianiti associate, nonché coperture andesitiche. A valle della Linea del Canavese il percorso continua, per un lungo tratto tortuoso, nelle rocce della Zona Ivrea-Verbano: prima nel Complesso Mafico fino a Coggiola, poi nella Formazione Kinzigitica. Più a valle incide altre formazioni rocciose, ma ha ormai perso le caratteristiche di torrente montano mantenute fino a Coggiola. Nel tratto a monte di Coggiola, la mancanza di insediamenti urbani significativi conferisce alla valle un’elevata naturalità.

Il Torrente Strona di Postua, come già accennato, interessa il territorio biellese solo marginalmente. L’alta valle è interamente compresa nella Zona Ivrea-Verbano e il torrente attraversa prima il Complesso Mafico e poi la Formazione Kinzigitica. L’ambiente della valle è selvaggio, impervio e caratterizzato da alta naturalità.

I torrenti montani biellesi, nel loro percorso da monte verso valle, oltre a incidere le diverse unità geologiche che attraversano, modellano e scavano i depositi colluviali e glaciali e, nei settori più bassi, i depositi continentali villafranchiani che formano gli altipiani. La distribuzione di questi corpi sedimentari non è uniforme e varia da valle a valle, in funzione della storia geologica locale.

Le Alpi Biellesi sono soggette all’effetto Stau: formano una barriera montuosa a semicerchio che si erge bruscamente davanti alla Pianura Padana. Le correnti umide provenienti da Scirocco e sud-est colpiscono le pareti montane, sollevandosi e condensandosi rapidamente, generando piogge persistenti e di intensità eccezionale. Il dislivello tra le sorgenti e lo sbocco in pianura (circa 2000 metri) si sviluppa in pochi chilometri a causa delle elevate pendenze. Il tempo di corrivazione – il tempo impiegato da una goccia di pioggia caduta sulla vetta per raggiungere la base della valle – è stimato in sole 2 o 3 ore. La risposta dei torrenti alle precipitazioni è quindi fulminea. I torrenti biellesi possiedono un comportamento idrologico estremo, definito regime torrentizio a reattività immediata. Questo li rende geomorfologicamente dinamici, ma anche caratterizzati da elevato rischio idrogeologico. Tutti i corsi d’acqua della fascia montana condividono caratteristiche comuni che si manifestano drammaticamente durante le forti precipitazioni, con le cosiddette piene flash: l’azione distruttiva dell’acqua è amplificata dal massiccio trasporto di carico solido. La corrente trascina enormi quantità di massi, detriti e alberi sradicati, un mix solido che agisce con forza d’urto elevatissima, demolendo ponti e difese spondali. Le piene nei torrenti hanno un’elevata capacità erosiva sul fondo e sulle sponde, che può determinare regressione e abbassamento del profilo longitudinale degli impluvi, completa asportazione dei materiali sciolti e affioramento del substrato roccioso. Il materiale solido preso in carico può raggiungere quantità ingenti, amplificandosi durante lo spostamento della piena verso valle e generando notevoli variazioni della portata solida lungo l’asta torrentizia. Questo fenomeno è strettamente legato al dissesto dei versanti: le piogge prolungate saturano i terreni provocando frane superficiali di fango e detriti che si riversano negli alvei montani; tali scivolamenti creano spesso ostruzioni temporanee che, cedendo sotto la pressione idrica, liberano ondate di piena ancora più violente e localizzate verso il fondovalle. In questo contesto, la situazione del Torrente Cervo rappresenta l’esempio più critico e la massima espressione di tale pericolosità. Il Cervo scorre in una valle stretta e profondamente incassata, caratterizzata da forti pendenze d’alveo che non offrono alcuna area di laminazione o sfogo naturale in quota. Durante eventi eccezionali, la portata del torrente può passare da pochi metri cubi al secondo a picchi superiori ai mille metri cubi al secondo in brevissimo tempo. La combinazione tra rapidità della piena e carico solido trasportato ha storicamente distrutto infrastrutture della valle, sventrando strade, abbattendo ponti in pietra e cemento e danneggiando gli antichi insediamenti industriali sorti lungo le sue rive, consolidando la fama del Cervo come il corso d’acqua più sorvegliato, instabile e temuto del Biellese.

Le immagini allegate documentano alcuni aspetti significativi della morfologia e dei processi geomorfologici che caratterizzano i torrenti montani del Biellese.

I toponimi utilizzati nel presente lavoro sono tratti dalle seguenti carte escursionistiche ufficiali della Provincia di Biella:

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE nord-orientale, Foglio 1, scala 1:25.000, Biella.

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE nord-occidentale, Foglio 2, scala 1:25.000, Biella.

PROVINCIA DI BIELLA (2018) - Carta dei sentieri: BIELLESE sud-occidentale, Foglio 3, scala 1:25.000, Biella.

PROVINCIA DI BIELLA (2004) - Carta dei sentieri: Il BIELLESE centro-orientale, Foglio 4, scala 1:25.000, Biella.

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Ultima modifica: 19 settembre 2026.