PROSPEZIONI GEOFISICHE INTEGRATE CON INDAGINI GEOLOGICHE PER LO STUDIO DELLA PALEOFRANA DI SCANNO (AQ)

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Laura Perrone
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1 E. Cardarelli (1), M. Cercato (1), G. Bianchi Fasani (2), C. Esposito (2) e G. Scarascia Mugnozza (2) (1) Dipartimento di Idraulica Trasporti e Strade, Università La Sapienza, Roma (2) Dipartimento di Scienze della Terra, Università La Sapienza, Roma PROSPEZIONI GEOFISICHE INTEGRATE CON INDAGINI GEOLOGICHE PER LO STUDIO DELLA PALEOFRANA DI SCANNO (AQ) La valle del Tasso-Sagittario, il cui corso si sviluppa in direzione NNW-SSE tra i rilievi della Marsica orientale in sinistra idrografica (Montagna Grande Monte Argatone) e la dorsale del Monte Genzana Monte Greco in destra idrografica, è occupata, circa 2 km a nord dell abitato di Scanno, dall omonimo lago. Quest ultimo costituisce il risultato di un fenomeno di sbarramento del corso d acqua ad opera di un ingente accumulo detritico, la cui messa in posto è riferibile all evento di frana che ha coinvolto circa 80?10 6 m 3 di sedimenti calcareo-marnosi, brecce continentali e depositi flyschoidi affioranti sul versante occidentale della dorsale del M. Genzana, in un fenomeno di rock avalanche, noto in letteratura come frana di Scanno (Nicoletti et al., 1993). Al fine di valutare possibili condizioni di rottura dello sbarramento naturale per fenomeni di piping o di tracimazione, con conseguenti eventi di piena nelle zone a valle, il corpo di frana e le zone adiacenti sono state oggetto di indagini multidisciplinari a carattere geomeccanico, idrogeologico e geofisico per definire i seguenti aspetti, ritenuti di significativa influenza ai fini dell analisi delle condizioni di stabilità a lungo termine dello sbarramento: rapporti geometrici tra deposito di frana, coperture eluvio-colluviali e substrato; caratteri sedimentologici e litotecnici del deposito di frana; caratteri idrodinamici dell accumulo di frana e scambi con i litotipi adiacenti. In particolare, allo scopo di definire gli spessori del corpo di frana e delle coltri eluvio-colluviali, queste ultime presenti principalmente nella zona adiacente al lago, nonché per una caratterizzazione in campo elastico delle velocità delle onde di volume (P ed S) dei depositi individuati, sono state eseguite prospezioni geofisiche utilizzando diverse metodologie, in particolare di geoelettrica e sismica attiva. I risultati, integrati e correlati tra di loro ai fini della determinazione di un modello fisico del sottosuolo direttamente interpretabile in termini geologici ed il loro confronto con i risultati delle indagini dirette svolte mediante rilievi e sondaggi meccanici per l elaborazione del modello geologico di riferimento, costituiscono l oggetto della presente nota. L accumulo detritico della frana di Scanno si estende su un area di circa 2, m 2 ed occupa interamente la sezione trasversale del fondovalle fino al versante opposto, sul quale è parzialmente risalito in run-up. La topografia ad hummocky della zona di accumulo, ovvero l alternanza di zone depresse e rilevate, l assetto caotico del detrito composto da blocchi anche di decine di metri cubi immersi in matrice sabbiosa e limosa che, però, mostra localmente una gradazione inversa, i fenomeni di spill-out che si osservano sul fianco sinistro e la presenza di una splash area nelle zone circostanti, rappresentano le tipiche caratteristiche derivanti dagli eventi di rock avalanche. Durante la fase di collasso all interno del fondovalle, la frana di Scanno

INTEGRATE CON INDAGINI GEOLOGICHE PER LO STUDIO DELLA PALEOFRANA DI SCANNO (AQ) La valle del Tasso-Sagittario, il cui corso si sviluppa in direzione NNW-SSE tra i rilievi della Marsica orientale in

2 ha letteralmente raschiato i sedimenti terrigeni che occupano il fondovalle e ne ha determinato lo schiacciamento a ridosso del versante opposto. La forma a T che l accumulo di frana assume in planimetria è da mettere in relazione all impatto del materiale detritico contro il versante opposto ed al conseguente espandimento laterale. Un limite inferiore per la datazione dell evento, è rappresentato dall età di circa anni attribuita tramite il metodo del radiocarbonio ad un paleosuolo rinvenuto al di sotto della coltre detritica che ne costituisce l accumulo (Bianchi Fasani et al., 2004). Si fornisce nel seguito un breve dettaglio delle indagini eseguite e delle loro caratteristiche salienti in termini di parametri di acquisizione e procedure di interpretazione. L ubicazione delle indagini è rappresentata in Fig. 1. Fig. 1 - Planimetria dell area oggetto di studio ed ubicazione delle indagini. Caratteristiche della prospezione geoelettrica: N 3 Linee di tomografia elettrica multielettrodica (ERT Electrical Resistività Tomography) costituite da 48 elettrodi con una interdistanza di 10 metri per una lunghezza totale della stesa di 470 metri. Per ognuna delle linee si sono utilizzate configurazioni elettrodiche distinte (polo-dipolo e dipolo-dipolo principalmente) con sequenze di acquisizione ottimizzate per ottenere il

Un limite inferiore per la datazione dell evento, è rappresentato dall età di circa 12.

3 massimo numero di dati allo scopo di migliorare la risoluzione. Le singole pseudosezioni elettriche sperimentali sono state interpretate utilizzando due distinti software (Loke e Barker, 1996; Cardarelli e Fishanger, 2003). N 2 sondaggi elettrici profondi, acquisiti con dispositivo quadripolare Schlumberger con una distanza massima tra gli elettrodi di corrente di 1000 metri. I risultati sperimentali sono stati interpretati utilizzando un software di inversione che utilizza il metodo dello steepest descent (Koefoed, 1979). I risultati ottenuti dalla prospezione geoelettrica sono stati integrati e correlati tra di loro ai fini della costruzione di un modello elettrostratigrafico coerente. Allo scopo della caratterizzazione elastica in termini delle onde di corpo (P ed S) sono state eseguite due linee sismiche denominate L1 ed L2 e la cui ubicazione è riportata in Fig.1, con acquisizione simultanea di dati per sismica a rifrazione e per onde di Rayleigh (Park et al., 1999). La linea L1 è costituita da 48 geofoni da 7 Hz equi-spaziati secondo un interdistanza di 3 m, mentre la linea L2 è costituita da 24 geofoni da 7 Hz equi-spaziati secondo un interdistanza di 5 metri. Abbiamo utilizzato rispettivamente nove stazioni di scoppio per la linea L1 e sette per la linea L2, con almeno due offset diversi per poter evidenziare al meglio le Onde Superficiali. La sorgente sismica utilizzata è un fucile minibang che utilizza le comuni cartucce industriali calibro 8. I tempi di primo arrivo sono stati interpretati con il metodo dei tempi di ritardo (Gardner, 1939; Bernabini, 1965). Per quanto riguarda le onde di Rayleigh, i dati sono stati elaborati per ciascuno scoppio sono stati elaborati gli spettri trasformati (f-k, t-p) ai fini dell individuazione della curva di dispersione del modo fondamentale e di eventuali modi superiori. L analisi delle curve di dispersione relative a scoppi simmetrici ha potuto evidenziare eventuali variazioni laterali lungo la stesa. I dati derivanti dall operazione di picking delle curve di dispersione direttamente dai pannelli trasformati sono stati interpretati utilizzando un noto algoritmo di inversione (Herrmann, 2002), ottenendo così dei profili monodimensionali relativi alle velocità delle onde di taglio. In Fig. 2 vengono riportati a titolo di esempio un sismogramma e la relativa trasformata f-k relativi alla linea L1. Fig. 2 - Linea Sismica L1. a) Sismogramma relativo allo scoppio con offset 2m dal geofono1. b) Pannello f-k del sismogramma.

N 2 sondaggi elettrici profondi, acquisiti con dispositivo quadripolare Schlumberger con una distanza massima tra gli elettrodi di corrente di 1000 metri.

4 Dall analisi integrata dei risultati descritti in precedenza, si è potuto evidenziare due scenari assai differenti nella zona 1 e nella zona 2 (Fig. 1). Nell area prospiciente il Lago (Zona 1) si è potuto mettere in evidenza una coltre alluvionale della paleofrana caratterizzata da uno spessore di circa 35 m. Tali formazioni di copertura alluvionali sono caratterizzati da valori delle velocità delle onde di corpo assai ridotti, indice di una scarsa rigidezza. Nella zona 2, dove il materiale di paleofrana è affiorante, tramite la prospezione elettrica ERT2 si è potuto stimare lo spessore del corpo di frana, pari a circa 60 m. Tali risultati sono anche confermati dalla stratigrafia del sondaggio geognostico S1, ubicato in Fig. 3, che si è spinto fino ad una profondità di circa 60 m. Fig. 3 - Modello tridimensionale dell area di studio, ubicazione del sondaggio e sezione interpretativa della circolazione idrica sotterranea.

Tali formazioni di copertura alluvionali sono caratterizzati da valori delle velocità delle onde di corpo assai ridotti, indice di una scarsa rigidezza.

5 BIBLIOGRAFIA Bernabini M.; 1965: Alcune considerazioni sui rilievi sismici a piccola profondità. Bollettino di Geofisica Teorica ed Applicata, 7, pp Bianchi Fasani G., Esposito C., Maffei A., Scarascia Mugnozza G. e Evans S.G.; 2004: Geological controls on initial failure mechanisms of rock avalanches in central Apennines (Italy). Proc. IX Int. Symp. On Landslides, 28 June-2 July 2004, Rio de Janeiro, Brasil, vol.1, pp Cardarelli E. e Fishanger F.; 2003: 2-D data modelling by electrical resistivity tomography for complex subsurface geology (It is possible to improve interpretation of electric resistivity measurements with multielectrode devices in un determined cases?). EEGS 9th European Meeting, Prague, INV-01. Gardner W.L.; 1939: An areal plan of mapping subsurface structure by refraction shooting. Geophysics, 4, pp Herrmann R.B.; 2002: Computer Programs in Seismology: Sito web: ComputerPrograms.html Koefoed O.; 1979: Geosounding Principles, 1 - Resistivity Sounding Measurements, Elsevier, Amsterdam. Loke M.H. e Baker R.D.; 1996: Rapid least squares inversion of apparent resistivity pseudosections, by a quasi-newton method. Geophysical Prospecting, 44, pp Nicoletti P.G., Parise M. e Miccadei E.; 1993: The Scanno rock-avalanche (Abruzzi south central Italy). Boll. Soc. Geol. It., 112, pp Park C.B., Miller R.D.

On Landslides, 28 June-2 July 2004, Rio de Janeiro, Brasil, vol.1, pp.501-507. Cardarelli E. e Fishanger F.

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