geologia laziale

GNGTS – Atti del 21° Convegno Nazionale / 03.13

M. Pirro e C. Gasparini Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia, Roma

MORFOLOGIE E SISMICITÀ DEL PREAPPENNINO LAZIALE Riassunto. La presenza di alcuni sinkholes nella fascia pedemontana del preappennino laziale, ove si riscontra una forte antropizzazione, ha stimolato il presente lavoro nel quale per ogni singolo caso presente in bibliografia e di recente formazione, sono state ricercate le relazioni di tale fenomenologia sia con la sismicità storica sia con quella recente registrata dalla Rete Sismica Nazionale Centralizzata. In taluni casi tale legame è abbastanza evidente mentre in altri i dati a nostra disposizione non consentono una valutazione più vincolante.

SEISMICITY AND MORPHOLOGY FRAMEWORK LATIUM- APENNINES

Abstract. The formation of a sinkhole in place 'Pozzo Grande' municipality of Marcellina (Rome) happened the January 25, 2001, it‘s form without a simultaneous seismic action, place to a few kilometers of distance from Guidonia plain where a few months after, in the May of 2001 it is verified him a seismic period that interested from neighbor the inhabited centers of Guidonia, Collefiorito, Villalba and Bagni of Tivoli it has stimulated this job whose principal objective has been that to analyze if there pits a relationship between the mentioned phenomenons and the seismic of the area. Examining other analogous events happened in the area in these last 200 years, we have compared that they almost all are correlated with the seismic regional activity and with a local seismicity to tall frequency (earth noises).

PREMESSA I collassi catastrofici che generano i sinkholes hanno trovato nell’ultimo

decennio un crescente interesse sia per la loro pericolosità e per il rischio che ne deriva. sia perché costituiscono in s. s. un forte impatto ambientale. Recenti studi (Faccenna et al., 1993; Bono, 1995; Colombi et al., 1999; Caramanna, 2002) hanno messo in evidenza nel Lazio la presenza di numerosi sinkholes (Fig. 2) con caratteristiche geomorfologiche differenziate.

Il 25 gennaio del 2001 si è generato senza una simultanea azione sismica accertata un sinkhole in località ‘Pozzo Grande’ presso il comune di Marcellina (Roma). Il sito è posto a pochi chilometri di distanza dalla piana di Guidonia, ove alcuni mesi dopo, nel maggio del 2001, si è verificato un periodo sismico che ha interessato da vicino i centri abitati di Guidonia, Collefiorito, Villalba e Bagni di Tivoli (Gasparini et al., 2002), ha stimolato questo lavoro il cui obiettivo principale è stato quello di analizzare quale tipo di relazione ci fosse tra i fenomeni accennati e la sismicità dell’area. I sinkholes esaminati nel presente lavoro sono quelli ricadenti nell’area tiburtino-cornicolana, che costituisce una parte del pre-appennino laziale, fino a raggiungere le pendici sud orientali del Monte Soratte, indicati (Fig. 1) con il rettangolo nero.

INQUADRAMENTO GEOLOGICO E TETTONICO DELL’AREA Tra le caratteristiche geologiche dell’area possiamo dire che le formazioni più

antiche sono quelle di età mesozoica sono rappresentate da materiali calcarei e


calcareo marnosi di facies umbro-marchiagiana-sabina e ne costituiscono il settore orientale meridionale ad esclusione dei Monti Tiburtini ove già s’incontrano formazioni che rientrano nella zona di transizione. Già dalla fine degli anni ’70 le ricerche nel campo geologico-strutturale osservavano che l'orogeno appenninico si era formato in seguito a forti raccorciamenti crostali (AA.VV., 1993) avvenuti in tempi posteriori alla collisione dei blocchi litosferici continentali africano ed europeo (Eocene). Gli sforzi compressivi, variamente orientati nelle diverse fasi orogenetiche, hanno generato una catena caratterizzata da una struttura embriciata di diverse unità tettoniche accavallate verso est ed individuate da una serie di piani di sovrascorrimento. Il periodo di formazione di questo edificio strutturato a falde sovrascorse è compreso tra il Miocene inferiore ed il Pliocene inferiore.

Fig. 1 - Quadro tettonico dell’area di studio (modificata da Faccenna et al., 1993).

I settori del dominio sabino e del dominio laziale-abruzzese furono investiti contemporaneamente dal fronte deformativo nel Tortoniano-Messiniano (12 Ma circa) nel corso dell'evoluzione del sistema orogenico appenninico. In tempi successivi al Pliocene inferiore, la catena appenninica fu sottoposta ad una intensa tettonica a


carattere distensivo connessa con l'apertura del bacino tirrenico. Questa fase tettonica post-orogenetica determinò lo sprofondamento di interi settori di catena lungo il margine tirrenico. Ciò ha comportato la formazione di sistemi di faglie dirette caratterizzate da migliaia di metri di rigetto ed il progressivo assottigliamento crostale del settore peri-tirrenico. Fu durante tale periodo che venne a determinarsi nell’area (Fig. 1) il graben del Tevere posto tra gli horts rispettivamente del Monte Soratte sito ad ovest e i Monti Cornicolani ad est. Il fronte estensivo di questa fase tettonica, che si è sviluppata durante il Plio-Pleistocene, mostra una migrazione nel tempo da W verso E. Ciò spiega l'attuale attività tettonica di carattere distensivo in atto negli ultimi 700 mila anni che interessa l'area di catena. Infatti tutto il settore topograficamente più elevato dell'Appennino è caratterizzato da un sistema di faglie di età quaternaria che si sovrappongono ed in alcuni casi invertono il senso di movimento delle strutture tettoniche più antiche di tipo compressivo.

13° 12°

12°

0 40 km

Doganella

ROMA

Leprignano

Marcellina

Poggio Cesi

Laghi della Regina e delle Colonnelle

Montelibretti

Passerano M a r T i r r e n o

13°

42° 42°

Fig. 2 - In figura sono riportati tutti gli epicentri dall’anno 0 al 2002, le dimensioni dei simboli usati, cerchi vuoti, sono dipendenti dalle magnitudo dell’evento. Le località interessate dai fenomeni di collasso (sinkhole) sono riportate con cerchietti pieni quelli studiati nel presente lavoro, con il triangolo quelli noti in letteratura.


SISMICITÀ DELL’AREA Per quanto riguarda le conoscenze sismologiche dell’area possiamo far

riferimento ai cataloghi e bollettini sismici che descrivono la sismicità storica e recente del territorio nazionale (Fig. 2), (CNR-PFG, 1985; Boschi et al., 1997, ING-Bollettini Sismici). Esaminando il carattere sismico di tale territorio, è possibile individuare alcune aree sismogenetiche quali: la Valle dell’Aniene impostata prevalentemente lungo faglie a direzione appenninica (NW-SE) con brevi tratti ad andamento antiappenninica (NE-SW) caratterizzata da una media sismicità. In direzione NW troviamo il centro sismico compreso tra Palombara Sabina e Monterotondo il quale si trova posizionato all’interno del graben del Tevere la cui sismicità è medio bassa.

Lo stesso dicasi per i monti Prenestini e Lepini a sud. Troviamo poi il centro sismico del Vulcano Laziale caratterizzato prevalentemente da sciami sismici di bassa intensità e con rari eventi parossistici che storicamente non hanno superato all’epicentro il VII-VIII MCS. Questo per elencare le aree sismiche più direttamente coinvolte. Alcuni eventi sono però certamente connessi con la sismicità presente in catena appenninica.

Nel giugno del 2000 nella settore medio-alto della Valle dell’Aniene si è verificato un periodo sismico il cui evento maggiore ha raggiunto una magnitudo Md = 4.3 pari al VI-VII MCS danneggiando in tale occasione i centri storici di Rocca Canterano, Gerano, Canterano e Cerreto Laziale.

Fig. 3 - Andamento della sismicità che ha interessato la zona di Capena (Rm); i triangoli rappresentano i terremoti mentre la stella l’anno in cui si è formato lo sprofondamento.

SPROFONDAMENTI ED ATTIVITÀ SISMICA Montelibretti Il principale periodo sismico della zona palombarese di cui si è a conoscenza

(Cancani, 1901), fu caratterizzato dall’evento principale il 24 aprile del 1901, che danneggiò gli abitati di Stazzano e Cretone. Nell’area epicentrale si sentirono spesso dei rombi sotterranei non accompagnati da alcun tremito del suolo Cavasino (1935).


Qualche mese prima del terremoto, nell’area epicentrale in località Tre ponti (Lat. 42,1182 N, Lon. 12,7044 E), presso Montelibretti, si ebbero forti avvallamenti del terreno in prossimità di alcune sorgenti sulfuree. Con la scossa principale, l’avvallamento aumentò fino a delimitare una superficie ellittica di 20 x 12 metri, le sorgenti sulfureo-ferruginose del bordo raggiunsero la temperatura di 22o.

Fig. 4 - Distribuzione temporale della microsismicità nell’area il Laghetto nel periodo compreso fra il 1985 e 2002.

Capena Una situazione analoga la troviamo nel territorio del comune di Capena, (40 km

a Nord di Roma) l’antica Leprignano, con la formazione del “lago puzzo” (Lat.42.14 N, log. 12.54 E), dovuto allo sprofondamento del terreno su di un preesistente avvallamento, probabilmente residuo di un più antico e vasto lago colmatosi nel tempo, ma costellato da altri sprofondamenti noti dai toponimi del luogo: “laghetto” e “costa del lago”. Il fenomeno ebbe inizio con una serie di boati sotterranei e tremiti l’8 aprile 1895, poi circa 80 m2 di suolo si abbassarono coinvolgendo il letto del torrente Gramiccia (Fosso di S.Martino) e di un suo affluente. Questi con le loro acque andarono a colmare la depressione formando il lago. I boati proseguirono e il 13 aprile si sentì un acre odore di zolfo, (Mercalli, 1895). Contemporaneamente a questa manifestazione, come fa notare anche il Mercalli,si registrarono sequenze sismiche a Spoleto, nell’aquilano e a Roma (Fig. 3).

La zona non era nuova a tali fenomeni, nel 1856 tra sordi muggiti sotterranei (rombi), si era avuta un’esplosione di acqua e gas. L’area si era fatta acquitrinosa ed erano comparse nuove sorgenti tra le quali una solforosa (Ponzi, 1857). La sorgente solforosa doveva essere attiva già in epoca romana, per la presenza in sito di ruderi termali. Il Ponzi visitò la zona alcune settimane dopo e rinvenne una voragine pressoché circolare del diametro di circa 100 m con pareti a picco e l’acqua a 5 m sotto il piano del suolo. Un altro significativo evento locale ebbe a manifestarsi il 15 febbraio 1915 con spavento generale e fuga all’aperto degli abitanti di Capena, provocò la caduta di fumaioli, tegole e leggere lesioni alle case.


Guidonia Anche se con la recente attività sismica non si sono avuti sprofondamenti

superficiali, è da citare il distretto sismico che caratterizza la piana di Guidonia, (Meloni e Pirro, 1989; Gasparini et al., 2002) i cui ultimi eventi hanno raggiunto il V-VI MCS, (Fig. 4). In occasione del periodo sismico del 2001-02 sono stati localizzati circa 60 ipocentri, la cui distribuzione, in accordo con i dati macrosismici, si ha lungo i principali lineamenti di stress tettonico e cioè quelli con andamento meridiano (N-S) e N25°-30°E. Questa sequenza che interessò l’abitato di Guidonia, Collefiorito, Bagni di Tivoli e Villalba. Non si ebbero evidenti fenomeni di sprofondamento ma la lunga serie di rombi.

Un caso particolare è costituito dalla depressione denominata ‘il laghetto’ (Lat. 41°.963 N, Long. 12°.663 E). Esso si trova nella Campagna Romana tra la strada provinciale 48 e la strada provinciale ‘Palombarese’.

Collegamenti diretti tra attività sismica e fenomeni di sprofondamento non ne abbiamo trovati, però sono numerose le osservazioni sulla variazione delle acque albule in relazione ad eventi sismici. Nel 1877, il 24 agosto, a seguito di un terremoto nei monti Ernici, si osservò una sensibile emissione di vapori dal bacino (CFT3, 2000).

Fig. 5 - Distribuzione della sismicità nei dintorni della località ‘Pozzo grande’ nel comune di Marcellina nel periodo compreso fra il 1985 e il 2002, in cui i singoli eventi sono rappresentati da triangoli mentre il sinkhole è indicato con una stella.

Marcellina Per quanto riguarda il sinkhole di Marcellina esso si è venuto a collocare in un

pianoro ubicato nella zona pedemontana sud occidentale dei Monti Lucretili. Nel caso specifico troviamo gli aspetti geologici accennati quali la presenza di

un bedrock di natura calcarea al di sopra del quale vi sono delle vulcaniti è un cospicuo deposito di detrito di falda e materiali lacustri.

La zona, inoltre, è stata interessata da un’intensa attività tettonica polifasata in cui sono distinguibili sia direttrici appenniniche (NW-SE), sia direttrici antiappenniniche (NE-SW), sia lineamenti con direzione E-W.


La mattina del 25 gennaio 2001, senza nessun precursore apparente, nella piana di Pozzo Grande, si è formata una depressione sub-circolare di circa 40 m di diametro e una profondità di circa 15 m in parte colmata d’acqua. Morfologicamente la zona aveva già dato manifestazioni di carsismo ipogeo. Non abbiamo notizie dirette di fenomeni acustici connessi con il manifestarsi del fenomeno, anche perché lontano dal centro abitato. Ma fino a marzo 2003 si hanno segnalazioni di boati uditi nel comune di Marcellina. È da tener presente che per tutto il 2000-2003 si ha una sostenuta attività sismica nella valle dell’Aniene (Fig. 5).

Fig. 6 - Sismicità registrata nell’area delle Acque Albule (Bagni di Tivoli). Non conosciamo l’epoca in cui si sono formate le depressioni, comunque la zona è sismicamente attiva.

Passerano Il Mercalli (1883) e il Cancani (1902) riportano la notizia che il 10 agosto 1824

durante la notte, si ebbe uno sprofondamento del terreno presso Passerano a SE di Tivoli, con la formazione di un piccolo lago di 50 m di diametro e 8 m di profondità. Il fondo in cui si è formò lo sprofondamento è denominato Quarto del Laghetto, secondo i locali già altri se ne formarono in passato. Esistono nella zona i toponimi di Sprofondo Piccolo (Lat. 41,8932 N, Lon. 12,6162 E) e Sprofondo Grande (Lat. 41,8860 N, Lon. 12,7857 E) evidentemente residui di fenomeni più antichi. In coincidenza di questo evento non abbiamo notizie di attività sismica locale ne di fenomeni acustici, fatto giustificabile dalla scarsa antropizzazione della zona in quell’epoca. In generale la sismicità più diretta è quella ricollegabile al complesso prenestino-tiburtino come per tutta la zona tiburtina. Una sorgente sulfurea e presente poco a sud della zona in questione (Lat. 41,8617 N Lon. 12,8070 E) in località Fienile.

Bacino delle Acque Albule Recenti studi (Faccenna et al., 1994) hanno riconosciuto nella parte occidentale

del suddetto bacino travertinoso due lineamenti principali di stress. Al primo lineamento tettonico è riconducibile una zona di fratturazione attraversata da una faglia trascorrente destra con direzione N5°W che parte all’incirca dal versante


settentrionale dei Colli Albani prosegue verso nord con andamento circa meridiano tagliando ortogonalmente la bassa valle dell’Aniene e successivamente i Monti Cornicolani. Troviamo poi una seconda zona di fratturazione con direzione N25°-40°E.

Dalle conoscenze neotettoniche dell’area è possibile imputare la genesi e lo sviluppo del Bacino delle Acque Albule legate ad uno stato di stress (Kearey et al., 1990) riconducibile al ben noto modello denominato ‘pull apart’ nel quale la faglia trascorrente destra crea una zona di subsidenza caratterizzata al suo interno da una serie di faglie dirette.

La storia sismica più recente, di questa zona, 1985-1996 manifesta una scarsa attività microsismica di cui l’evento più significativo è quello del 19 giugno del ’90 quanto si ebbe un sisma di magnitudo 3.4 pari ad una intensità del IV° MCS. Nel novembre dell’anno 1997 si verifica in zona un breve periodo sismico in cui l’evento più energetico si ebbe alle ore 2:20 (GMT) del giorno 6 in cui si ha un sisma di magnitudo 3.5 pari al IV-V MCS, (Fig. 6).

In questo settore della Campagna Romana sono stati individuati tre sinkhole cioè i laghi di San Giovanni, (Lat. 41.9721 N, Lon. 12.7181 E), della Regina (Lat. 41.96664 N, Lon. 12.7044 E) e delle Colonnelle (Lat. 41.9668 N, Lon. 12.7025 E) i quali raggiungono rispettivamente la profondità dal piano campagna di 16,5 m., 35 m. e di 55 m. Essi sono delle cavità imbutiformi permanentemente allagate dalla falda idrica regionale che si trova a quota 68.5 m. s.l.m.. Tali morfologie impostatesi sul materiale travertinoso, che cominciò a depositarsi circa 1,6 x 105 anni fa (Faccenna et al., 1994), presentano una forma circolare di limitata superficie. Sono altresì riconoscibili, nell’area, altre cavità ascrivibili a sinkhole alcune delle quali individuate in letteratura (Messa, 1998) in quanto esse sono state completamente stravolte a seguito dell’urbanizzazione del territorio tiburtino-cornicolano. Tra quest’ultime ricordiamo il Bollente (Lat. 41,9531 N, Lon. 12,7313 E) che era ubicato all’interno dell’abitato di Villalba e le ‘Callarelle’ (Lat.41,9828 N, Lon. 12,7311 E) collocate sul confine occidentale dell’attuale aeroporto di Guidonia.

Non abbiamo notizie di sismicità storica per questi sinkhole in quanto la debole sismicità e la scarsa antropizzazione non hanno permesso di acquisire notizie macrosismiche dirette e contemporanee ma certamente presenti sotto forma di boati in quanto più volte segnalati.

Fig. 7 - Distribuzione temporale degli eventi storici che a partire dal 1800 potrebbero aver interessato l’area della Buciaccia di Poggio Cesi.


SANT’ANGELO ROMANO Il sinkhole che possiamo ascrivere ad una fenomenologia cosismica, in questa

zona, è quello della Buciaccia (Crema, 1915); posto sul versante nord-orientale di Poggio Cesi (monti Cornicolani). Si generò nel marzo del 1915 cioè pochi mesi dopo il grande terremoto di Avezzano, (Fig. 7). Tra le fenomenologie osservate durante la formazione dello depressione, si udirono boati e emissioni gassose-solforose. Presenta fin dall’inizio una forma ellittica il cui asse maggiore misura circa 80 m.

POSSIBILI CAUSE Passando ad analizzare i motivi che danno origine al fenomeno dei sinkholes,

ove nel linguaggio internazionale s’intende uno sprofondamento rapido del suolo, possono essere molteplici i fattori che agiscono sull’evoluzione nel tempo di questi fenomeni. In letteratura , la stabilità e quindi l’equilibrio statico di tali cavità ipogee risulta essere influenzata da vari fattori naturali ed artificiali rispettivamente l’assetto geologico strutturale, le condizioni idrogeologiche, tra i primi, mentre nei secondi è possibile considerare l’emungimento di fluidi dal sottosuolo e l’attività umana. Si è potuto constatare che essi possono presentarsi in ambienti geologici differenti ove è comunque possibile riscontare le seguenti condizioni:

a) la presenza di bedrock di natura calcareo, il quale generalmente si presenta

fratturato e carsificato (posto anche a profondità > di 150 m.); b) la presenza di un grosso flusso di acque sotterranee in cui le zone di pianura

ospitano i ‘punti di deflusso’; c) la presenza di terreni alluvionali o di detrito di falda; d) presenza di terreni alluvionali a cui si sono alternati livelli di sabbie, argille, limi,

tufi, tufiti, livelli travertinosi; e) presenza di risalite di forti flussi liquidi e gassosi; f) presenza di lineamenti tettonici; g) intensa attività antropica.

CONCLUSIONI

I dati esaminati pur non essendo sufficienti per generalizzare la correlazione tra sinkhole e attività sismica, possono essere considerati elementi significativi per riconoscere che l’attività sismica, se pur ad alta frequenza, è associabile a tali fenomeni. In queste aree a sinkhole si rinvengono sistematicamente manifestazioni idrotermali di tipo sulfureo e formazioni travertinose. Sembrerebbe che a seguito di eventi sismici, che abitualmente comportano cambiamenti alla circolazione idrica, si verifica una variazione degli equilibri statici tali da divenire causa degli sprofondamenti per alterazione o perdita degli equilibri delle formazioni sature d’acqua.

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