POR Calabria Asse 1 Risorse naturali Misura 1.4 Sistemi insediativi

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1 REGIONE CALABRIA AUTORITÀ DI BACINO REGIONALE POR Calabria Asse 1 Risorse naturali Misura 1.4 Sistemi insediativi Azione 1.4.c Azioni di studio, programmazione, sperimentazione, monitoraggio, valutazione e informazione finalizzati alla predisposizione e gestione di politiche integrate d intervento di difesa del suolo STUDIO E SPERIMENTAZIONE DI METODOLOGIE E TECNICHE PER LA MITIGAZIONE DEL RISCHIO IDROGEOLOGICO LL O TT TT O N TT r aa ss pp oo r t oo ss oo l i dd oo dd ee i cc oo r ss i dd aa cc qq uu aa ee i nn t ee r aa zz i oo nn ee t r aa ss pp oo r t oo ss oo l i dd oo l i t oo r aa nn ee oo ee f l uu vv i aa l ee t r aa i l ALLEGATO 1 Relazione geologica e geomorfologica dei bacini idrografici del fiume Savuto e Neto Prof. Salvatore Critelli Novembre 2010

2 Informazioni Generali Progetto Oggetto Cliente Rappresentante del Cliente Progetto No. LOTTO N. 11 Trasporto solido dei corsi d acqua e interazione tra il trasporto solido litoraneo e fluviale Relazione geologica e geomorfologica dei bacini idrografici del fiume Savuto e Neto Autorità di Bacino Regionale della Calabria Dott. Ing. G. Spadafora / Dott. Ing. G. Ricca DDR4446 Nota Tecnica No. 03 Allegato 1 Responsabile scientifico del progetto Coordinatore delle attività Dr. Richard L. Soulsby Ing. Vincenzo Albanese Procuratore Speciale Ing. Mario Bernero Data: 30 Novembre 2010 Preparato da: Prof. Salvatore Critelli

3 Relazione geologica e geomorfologica dei bacini idrografici del fiume Savuto INDICE 1. Geologia 2. Assetto strutturale 3. Sismicità dell area 4. Geomorfologia del Bacino del Fiume Savuto 5. Variazioni dei caratteri morfologici dell alveo 6. Barre fluviali 7. Bibliografia 1

4 1. Geologia Il Bacino del Fiume Savuto ricade lungo il versante occidentale della Catena Costiera calabra e rappresenta un sistema naturale completo, trasversale alle direttrici della catena, che si diparte da aree montane di quota 1930 metri (Massiccio della Sila), in particolare è localizzato sul versante tirrenico (Figura 1). Questo fiume è uno tra i maggiori corsi d acqua che sfociano nel Tirreno in Calabria. Esso ha una superficie di 405 km 2 e lunghezza del canale principale pari a 72,7 km con una portata media annuale è valutata pari a 3,72 m 3 /sec (Caloiero & Mercuri, 1985). Figura 1 Ubicazione dell area di studio. I margini di tale Bacino sono costituiti dalle rocce metamorfiche e plutoniche del Massiccio Silano ad E-NE e dalle rocce cristalline e sedimentarie dalle Catena Costiera ad O- NO. 1.1 Massiccio Silano Il Massiccio Silano è costituito da una impalcatura cristallina di età paleozoica sui cui bordi orientale e occidentale, poggiano senza continuità pochi lembi sedimentari del Mesozoico e del Paleogene. Esso risulta formata da un basamento composito, il cui 2

5 metamorfismo principale è di età Varisica, intruso da plutoniti tardo-varisiche, e da una copertura sedimentaria Mesozoica-Terziaria (Messina e Russo, 1992). Detto elemento, già considerato unitario da Haccard et al., (1972), Dubois (1976), Grandjaquet e Mascle (1978) e Bouillin (1984), è stato invece suddiviso da Amodio-Morelli et al., (1976) e da Lorenzoni et al.,(1978), in tre differenti unità tettoniche Alpine: Unità di Longobucco. Affiora nella parte nord-orientale del Massiccio della Sila, è considerata la più bassa tra le unità costituenti la Calabria settentrionale e la parte di una Catena Varisica radicata (Lorenzoni e Zanettin Lorenzoni, (1983). E caratterizzata da una vergenza (Africana) opposta a quella delle altre unità sovrastanti. Essa risulta costituita da un basamento epimetamorfico Devoniano, distinto nelle due diverse unità Varisiche di Bocchigliero e di Mandatoriccio (Guerrieri et al., 1978; Acquafredda et al., 1988) intruso da plutoniti tardo- Varisiche (Lorenzoni et al., 1978;1979), e da una copertura Meso-Cenozoica (Magri et al., 1963; Lanzafame e Zuffa, 1975; Lanzafame e Tortorici, 1980). Unità di Monte Gariglione. Affiora nella parte centrale e settentrionale del Massiccio della Sila, considerata l unità tettonica più elevata della Calabria settentrionale è costituita da metamorfiti di medio-alto grado (Piccarreta 1973; Paglionico, 1974) intruse da plutoniti tardo-varisiche diverse da quelle di Longobucco (Guerrieri et al., 1982). Il contatto tettonico tra le due unità suddette viene tracciato all interno delle masse plutoniche (Messina e Russo, 1992). Unità di Polia-Copanello. Affiora nella parte meridionale del Massiccio della Sila al di sotto dell unità di Monte Gariglione, risulta formata solo da un basamento metamorfico di medio-alto grado considerato diverso da quello dell unità di Monte Gariglione. Successivamente, la revisione geologica di dettaglio del Massiccio della Sila (Messina et al., 1986; 1991a; 1991b) ha rilevato la mancanza di un contatto tettonico di primo ordine all interno delle plutoniti e la presenza invece di corpi magmatici omogenei affioranti da ambedue i lati del contatto, inoltre si è rilevato che il batolite affiora al di sotto delle metamorfiti di basso grado di Longobucco e al di sopra di quelle di medio grado di Gariglione. Infine, vi è una totale analogia della composizione del basamento tra la parte centrale del Massiccio (unità Monte Gariglione) e quella meridionale (unità di Polia- Copanello). Sulla base degli elementi acquisiti le tre unità tettoniche di Longobucco, Monte 3

6 Gariglione e Polia-Copanello, costituirebbero quindi un unica falda Alpina, definita da Messina et al., (1986; 1991a; 1991b) Unità della Sila. L analisi geologica attuale interpreta l edificio cristallino calabrese come edificio a coltri di ricoprimento, formato, cioè, da unità tettoniche sovrascorse nel Miocene, nel corso dell orogenesi Alpina Cretacico-Paleogenica, sulle unità più interne dell Appennino in via di formazione. 1.2 Catena Costiera La Catena Costiera è localizzata lungo la costa tirrenica, nel settore meridionale dell Arco Calabro Peloritano. Essa è costituita da falde cristalline paleozoiche e falde mesozoiche ofiolitiche, sovrascorse sulle unità sedimentarie appenniniche. La catena si presenta come un elemento montuoso fortemente sollevato, con direzione N-S, delimitato dalla linea di Sangineto e dalla stretta di Catanzaro (Scandone, 1979). E costituita da un edificio a falde con unità tettoniche alpine sovrascorse sulle unità appenniniche carbonatiche di San Donato e di Verbicaro (Amodio Morelli et al., 1976), quest ultime affioranti in finestre tettoniche, sono affette da un metamorfismo di basso grado di età burdigaliana (Grandjiacquet, 1971; Pierattini et al., 1975). Tettonicamente sovrapposte si hanno le alpine che sono costituite, dal basso verso l alto, da sequenze oceaniche e da sequenze continentali. Le prime costituiscono due differenti unità tettoniche caratterizzate da basamenti ofiolitici equivalenti con diverse coperture oceaniche (Unità del Frido e Unità ofiolitica superiore), il tutto più o meno metamorfosati nella facies scisti blu. Le sequenze di tipo continentale sono rappresentate da tre differenti Unità tettoniche caratterizzate (dal basso verso l alto) da un metamorfismo pre-alpino di basso grado (Unità di Bagni), medio (Unità di Castagna) e alto (Unità di Polia-Copanello) rispettivamente. Morfostrutturalmente la Catena Costiera è considerata un horst, che si individua morfologicamente a cominciare dal Pleistocene inferiore, quando si accentua il suo sollevamento in relazione al graben della Valle del Crati, con possibile apertura di tale bacino nel Pliocene medio-superiore (Cello et al., 1982). Il suo sollevamento è tuttora attivo come testimoniato dalla sismicità presente lungo le importanti faglie che lo delimitano. Le Unità Appenniniche sono rappresentate da: Unità di San Donato. E l lemento più basso della catena appenninica, affiorante in varie finestre tettoniche nella Catena Costiera. E rappresentata da filladi con intercalazioni di metacalcari e metabasiti che passano verso l alto ad una potente 4

7 serie calcareo-dolomitica. L età della successione sedimentaria è compresa tra il Trias e il Miocene inferiore. Unità di Verbicaro. Poggia tettonicamente sull unità di San Donato e affiora in Catena Costiera nelle finestre tettoniche di Cetraro, Guardia Piemontese e Monte Cocuzzo. E costituita da una successione carbonatica (calcareo-dolomitica) compresa tra il Trias e il Miocene. Le Unità Alpine sono rappresentate da: a. Complesso Liguride. Il Complesso Liguride, comprende due sequenze ofiolitiche, inferiore e superiore, entrambe interessate da effetti metamorfici di HP LT (Cello et al., 1991). Il Complesso Liguride è costituito da: Unità del Frido. E l unità tettonica più bassa della catena alpina calabrese. E costituita da metaconglomerati, quarziti, argilloscisti, metareniti, metacalcari, calcescisti di età compresa tra il Cretacico e l Oligocene e da masse ofiolitiche (metabasiti e serpentiniti) (Lanzafame et al., 1979; Ogniben, 1969). Unità Ofiolitica. Comprende l unità di Malvito- Gimigliano e di Diamante- Terranova (Amodio-Morelli et al., 1976; Lanzafame et al., 1979). E costituita da metabasalti con struttura a pillow e da una copertura fatta da peliti, radiolariti e calcari a calpionelle del Giurassico superiore-cretaceo inferiore. Unità del Flysh Calabro-Lucano. Affiora al confine calabro-lucano nell area compresa tra Cerchiara di Calabria e il Cilento ed è interpretato come un mèlange tettonico di un cuneo di accrezione oceanico Paleogenico (Monaco et al., 1991; Critelli, 1993; Critelli e Monaco, 1993). Essa è costituita da quarzareniti, argilloscisti, argilliti, arenarie, includenti blocchi di ofioliti e relative coperture sedimentarie pelagiche e di rocce cristalline (graniti e gneiss). Formazione del Saraceno. E l unità geometricamente più elevata del Complesso Liguride (Bonardi et al., 1988; Critelli, 1993); affiora lungo la fascia compresa tra Cerchiara di Calabria e il Cilento e consiste di una successione terrigena carbonatoclastica nella porzione inferiore e silicoclastica nella parte mediana e alta. L età è compresa tra l Oligocene superiore e il Miocene inferiore. 5

8 b. Complesso Calabride. Il Complesso Calabride, che si compone di crosta continentale europea, affetta da metamorfismo da medio ad alto grado, con intrusioni plutoniche. Il Complesso Calabride comprende: Unità di Bagni. E la prima delle unità tettoniche alpine derivanti da crosta continentale. E costituita da porfiroidi biotitico-muscovitici, filladi grigio-scure, quarziti e scisti anfibolici. Unità di Castagna. E costituita da micascisti granatieri, anfiboliti e metagrovacche, paragneiss, gneiss cataclastici e gneiss occhialini. Unità di Polia-Copanello. E l unità più elevata dell edificio alpino, ed è costituita da rocce metamorfiche di medio-alto grado. E costituita da gneiss biotiticogranatiferi, metabasiti e granuliti. Figura 2 Schema riepilogativo dei rapporti geometrici tra le unità tettonostratigrafiche dell Arco calabro-peloritano (Catena Costiera e Sila settentrionale ) (da Bonardi et ali., 1982; modificato). 6

9 Sulla base di quanto è stato appreso fin ora, dalla lettura della carta geologica della Calabria (1:25.000) e dal rilevamento di campagna alla mesoscala, le litologie affioranti sono state vettorializzate a definire una carta geologica (Figura 3). Figura 3 Carta geologica. 7

10 Dall analisi statistica della carta geologica è stato possibile trarre indicazioni sulla distribuzione dei litotipi affioranti (Figura 4) sono stati raggruppati in sei litotipi. E emerso che il 37% del territorio è costituito da scisti e gneiss, mentre circa il 33% da sabbie e depositi alluvionali di età olocenica; in quantità minore si hanno conglomerati (13%)di età mio-pleistocenici e le argille (12%) di età miocenica, fino ad arrivare ad un 4% relativo ad arenarie di età anch esse miocenica ed infine un 1% di deposito di frane di età olocenica. Distribuzione delle diverse litologie 4% 13% 33% 37% 12% 1% Depositi alluvionali Conglomerati Arenarie Scisti e Gneiss Argille Deposito di frana Figura 4 Distribuzione, espressa in valore percentuale, delle litologie. 2. Assetto strutturale L Arco Calabro è interpretato come un frammento di catena alpina Europa-vergente, formato da più falde sovrapposte derivanti dalla litosfera continentale ed oceanica africana, sovrascorse nel Miocene inferiore sulla catena appenninico-maghrebide Africa-vergente (Amodio Morelli et al.,1976; Bonardi et al., 1982; Tortorici, 1982). Durante il Neogene, l Arco Calabro subisce una serie di fasi tettoniche distensive e trascorrenti collegate all inizio dell apertura del mar Tirreno. A seguito di tali deformazioni L Arco Calabro risulta segmentato da importanti sistemi di faglie organizzate secondo sistemi longitudinali e trasversali rispetto alle direttrici strutturali della catena calabra. 8

11 Durante il Quaternario la catena calabra è caratterizzata da una tettonica estensionale, che determina movimenti normali su tutte le preesistenti strutture. Il sollevamento tettonico è ancora attivo e ciò è testimoniato dall intensa attività sismica della regione. Nella parte settentrionale della Calabria si individuano tre principali eventi deformativi che producono altrettanti sistemi principali di dislocazione: Il primo evento, di età Tortoniano-Pliocene inferiore, produce una serie di horst e graben attualmente orientati in direzione NW-SE. Questo tipo di tettonica distensiva, ha controllato la sedimentazione fino al Pliocene inferiore. Il secondo evento, mediopliocenico, è caratterizzato da una tettonica compressiva responsabile della formazione di pieghe, faglie inverse e faglie trascorrenti. Il terzo evento deformativo crea, a partire dal Pliocene medio superiore, dislocazioni di tipo tensivo con andamento preferenziale N-S. Questi eventi deformativi generano in Calabria settentrionale numerose dislocazioni a carattere regionale che gli autori suddividono in tre sistemi principali: 1) Il primo sistema è determinato da piani con direzione N-S; 2) Il secondo NO-SE; 3) Il terzo è caratterizzato da piani NE-SO. Figura 5 Schema neotettonico della Calabria settentrionale; nel riquadro rosso è rappresentata l area di studio. 9

12 Proprio questo ultimo sistema, caratterizza l area di studio. Infatti, trova la sua massima espressione nella linea di Sangineto a N e lungo il corso del fiume Savuto a S. L allineamento settentrionale, che attraversa trasversalmente la regione, è rappresentato da una serie di faglie normali che ribassano a gradinata verso SE e separano, fin dal Pliocene superiore, due ambienti di sedimentazione: uno a N, ai piedi della catena del monte Pollino, caratterizzato da depositi detritici grossolani che riflettono caratteristiche di ambiente paralico che evolve all inizio del Pleistocene medio ad ambiente lacustre, e l altro a S, caratterizzato da peliti a microfaune pelagiche. L allineamento meridionale è caratterizzato da faglie normali il cui elemento principale è rappresentato dalla linea del F. Savuto, che ribassando verso NO, mette a contatto i termini del substrato con i sedimenti tortonianomessiniani della porzione più meridionale della zona di Amantea, e lungo la quale il fiume Savuto mostra un percorso rettilineo. 3. Sismicità dell area E ben noto che la Calabria è una delle regioni italiane a più rischio sismico. La storia sismica della nostra regione, mostra un andamento abbastanza particolare caratterizzato da lunghi intervalli di tempo di relativa quiete sismica, durante i quali la sismicità si attesta sui livelli energetici molto bassi, alternati a periodi di attività sismica di altissimo livello. Quello attuale è un periodo di relativa quiete iniziato dopo il terremoto del 1908, durante il quale, se si esclude qualche episodio di energia apprezzabile (eventi del 28/06/1913 di Roggiano Gravina, dell 11/05/1947 di Isca sullo Jonio, del 16/01/1975 Stretto di Messina e dell 11/03/1978 Ferruzzano), i terremoti che si sono verificati sono stati in genere microsismici (con magnitudo < 3). L analisi storica testimonia che tutta la regione, ma in misura maggiore la Calabria centromeridionale, ha subito frequentemente gli effetti di terremoti disastrosi. Per questa ragione tutti i comuni della Calabria meridionale e buona parte di quella centrale sono classificati come zona sismica di I a categoria. 4. Geomorfologia del Bacino del Fiume Savuto La Calabria, nel contesto generale dell Italia meridionale, presenta caratteri fisici e climatici differenti. E una regione di recente sollevamento tettonico (Figura 6); le litologie affioranti, l evoluzione geologico-strutturale e l intensa attività neotettonica, hanno permesso 10

13 lo sviluppo di un sistema orografico alquanto articolato caratterizzato da un alta energia di rilievo (Critelli & Gabriele, 1990). Figura 6 Principali strutture morfo-neotettoniche e velocità di sollevamento durante il Quaternario (da Sorriso-Valvo & Tansi, 1996). La morfodinamica attuale della regione è influenzata dalle caratteristiche climatiche variabili da una zona all altra della regione. La Calabria si può dividere in tre fasce principali (Figura 7). 11

14 Figura 7 Immagine da satellite della Calabria, dove sono mostrati le divisioni morfologiche. In queste tre settori morfodinamici ha agito con modalità ed intensità diverse tra loro (Critelli & Gabriele, 1990); si distinguono: una fascia Ionica: caratterizzata da un regime pluviometrico di tipo diffuso, dove a lunghi periodi di siccità, possono seguire brevi ma intense piogge. Questo regime causa una forte instabilità dei versanti con rapida erosione e dilavamento, ampiamente controllati dalla litologia e dalla struttura geologica. una fascia Tirrenica: caratterizzata da un clima umido e da un numero di giorni piovosi nell anno doppio rispetto alla fascia Ionica ma di bassa intensità. Questo settore presenta litologie a comportamenti meccanici differenti, tali da permettere uno sviluppo della franosità minore rispetto alla fascia Ionica. una fascia Centrale: si estende dal Bacino del Crati fino al fiume Mesima. Presenta caratteri geologici e climatici intermedi rispetto alle precedenti; essendo costituita per la maggior parte da sedimenti quaternari scarsamente litificati e sede di intensi fenomeni franosi. 12

15 La Calabria risulta essere tra le regioni italiane che registrano il più alto numero di dissesti idrogeologici, le cause di questo diffuso stato di instabilità sono dovute essenzialmente a fattori morfologici, tettonici e litologici. Spesso, è interessata da eventi meteorici, talvolta eccezionali, che causano il collasso dei versanti o la riattivazione, di fenomeni franosi e favoriscono i processi di erosione. Effettuando un compendio relativo ai dissesti idrogeologici, si evince che dopo il 1920 e fino ad oggi la Calabria è stata sconvolta da almeno dieci funeste esondazioni. E chiaro che questo tipo di fenomeno risulta essere molto importante ai fini di questo elaborato. Il Fiume Savuto sottende un bacino di drenaggio allungato secondo una direzione NE-SO e presenta una lunghezza dell asta principale di 45,8 km con pendenza del 2,83%. Tale bacino di drenaggio si può dividere in due porzioni (alta e bassa valle fluviale) avendo distinte caratteristiche morfologiche, idrogeologiche e geologiche. Inoltre, la tettonica controlla la geomorfologia di questo bacino di drenaggio ed è riconducibile a un pattern di drenaggio quasi rettangolare. L asse principale presenta un orientamento ben definito E-O in corrispondenza della porzione alta della valle mentre ruota di circa 45 in senso antiorario lungo tutto il tratto della media e bassa valle. Nell area in esame, vale a dire nella bassa valle, la morfologia tende ad un lento e graduale addolcimento delle forme, rispetto alla media e alta porzione del bacino, ed è condizionata dalle caratteristiche delle rocce affioranti, dall entità dei processi di degradazione e dalle strutture tettoniche quaternarie. In questa parte del bacino il sistema di drenaggio si presenta molto largo, braided e con letti di materiale alluvionale. Inoltre, sono presenti terrazzi alluvionali molto estesi; la maggior parte di loro rappresentano resti di vecchie conoidi; mentre i veri terrazzi sono a circa 6 m sul livello attuale del fiume. La pendenza media del bacino risulta essere di circa 10, è caratterizzato per la maggior parte da superfici sub-orizzontali, dove i valori di pendenza sono piuttosto blandi. Queste si osservano a partire dalla bassa valle fino alla foce, le quali evidenziano la presenza di terrazzi marini di diverso ordine. Tuttavia inasprimenti della morfologia si possono incontrare nel caso in cui le rocce poco erodibili sono interposte a rocce più erodibili e lungo le scarpate 13

16 fluviali, raggiungendo pendenze maggiori di 30 (Figura 8 e 9). Le litologie prevalenti sono le filladi; affiorano meno diffusamente graniti e quarzo-monzoniti e i depositi miocenici. Su tutta la bassa valle si hanno i depositi alluvionali, che devono la loro genesi da N verso S ad una alimentazione di sabbie e ciottoli da parte dello stesso F. Savuto. Distribuzione delle classi di pendenza 16% 19% 22% 9% 34% > 30 Figura 8 Distribuzione, espressa in valore percentuale, delle classi di pendenza. 14

17 Figura 9 Carta delle pendenze dei versanti. 15

18 Figura 10 Carta altimetrica. Inoltre, è stato effettuato uno studio sull esposizione dei versanti (Figura 11); per la gran parte i versanti sono situati nel quadrante esposto a Ovest e in minor misura, in ordine decrescente, a Sud, Nord e ad Est (Figura 12). 16

19 Distribuzione dell'esposizione dei versanti 5% 20% 23% 48% 4% Orizzontale Nord Est Sud Ovest Figura 11 Distribuzione, espressa in valore percentuale, dell esposizione dei versanti. 17

20 Figura 12 Carta dell esposizione dei versanti. 5. Variazioni dei caratteri morfologici dell alveo La prima parte del lavoro è consistita in una ricerca bibliografica volta all individuazione di tutti i documenti cartografici storici (mappe e foto aeree) disponibili per il tratto del corso d acqua oggetto di studio. I documenti cartografici utilizzati sono stati i seguenti: carta geologica della Calabria (1955- scala 1:25.000); aerofotogrammetria I.G.M. della Calabria (1986- scala 1:25.000); ortofoto (2000); 18

21 L analisi dei documenti cartografici storici è fondamentale perché costituisce l unico mezzo per determinare i cambiamenti avvenuti a medio e a lungo termine, in un intervallo di tempo di decine di anni, e consente numerose osservazioni sia qualitative che quantitative. Le osservazioni sono state fatte per sovrapposizione delle carte prima elencate. Inoltre, c è da dire, che da queste osservazioni sono stati esclusi i tratti di fiume che sono collocati a più di 2 km dalla linea di riva. Questo perché qui la geomorfologia e la geologia locale non hanno consentito al corso d acqua di manifestare una mobilità planimetrica tale da garantire significative misure di variabilità. Come prima cosa, si è provveduto alla definizione delle condizioni attuali del sistema. Tramite l analisi delle ortofoto ed i rilevamenti speditivi sul terreno, sono stati cartografati ed importati in formato vettoriale, gli elementi morfologici di rilievo. Sicuramente gli elementi più importanti che sono stati osservati sono stati i limiti dell alveo attivo, definito come la porzione dell alveo non intensamente vegetata. Fatto ciò, si è passati alla sovrapposizione delle carte, tramite ciò è stato possibile tracciare i vari cambiamenti dei corsi d acqua (Figura 13) nel corso degli anni. Da questo è emerso che nel corso degli ultimi anni, la morfologia della parte terminale del fiume Savuto ha subito profonde modificazioni. L entità di tali variazioni, subito dall alveo fluviale, è stata considerevole, in quanto ha comportato una vera e propria trasformazione morfologica, ossia una modificazione della configurazione planimetrica. Infatti si è passati da un alveo a canali intrecciati (carta geologica, 1955) ad un alveo a canale singolo (ortofoto, 2000). Il processo più diffuso è stato il restringimento dell alveo, infatti, questo ha subito un restringimento di più del 50% fino ad arrivare in alcuni punti anche all 80%. Queste modificazioni sono state molto repentine dalla metà degli anni 50 alla metà degli anni

22 Figura 13 Andamento della linea di costa e dell alveo fluviale negli anni 1955, 1986 e Queste modificazioni sono da attribuire soprattutto a vari interventi antropici (ad esempio prelievo di sedimenti dagli alvei, interventi di canalizzazione, variazioni di uso del suolo), ma anche al ruolo svolto dalle piene straordinarie e dal clima. Infatti l uomo, con vari interventi 20

23 antropici, ha agito sulla portata del fiume derivando o immettendo nuovi apporti o anche solo regolando il regime degli stessi, ma è anche intervenuto direttamente sulla disponibilità di detrito ad esempio asportandolo tramite delle cave in alveo, fenomeno molto diffuso nell area in esame, per via della presenza di molti impianti di estrazione di inerti proprio sul letto fluviale. Inoltre, ha agito indirettamente modificando l uso del suolo dell area in esame. Queste trasformazioni di aree incolte in aree coltivate, periodicamente scoperte e libere di vegetazione, ha comportato un aumento di detrito in grado di affluire al corso d acqua. Questo fenomeno è molto evidente attualmente (Foto 1), per via delle piogge straordinarie dell inferno 2008/2009. Foto 1 Detrito che affluisce lungo il corso fluviale nelle occasioni di piena. Anche le piene hanno un ruolo fondamentale nella rimodellazione della geometria dell alveo fluviale. Infatti, durante le piene, l influenza esercitata da arginature e da protezioni di sponda, sono determinanti per esaltare il processo di restringimento e spostamento del letto fluviale. Queste opere di bonifica sono molto presenti sull area di studio (Foto 2 e 3). Da quanto si evince dall elaborazione delle cartografie, queste opere sono state costruite nell intervallo di tempo tra il 1955 e il 1986, periodo di tempo dove l alveo ha subito le più profonde modificazioni. 21

24 Foto 2 Opere di arginature e protezione di sponda. Foto 3 Opere di arginature e protezione di sponda. 22

25 6. Barre fluviali Le barre sono una delle forme fluviali che sono incluse nella zona di alveo attivo e rappresentano le superfici topograficamente più basse, leggermente al di sopra del canale. Tali forme sono definite come accumuli sedimentari mobili che si formano per deposizione da parte della corrente fluviale a causa della perdita di carico dovuta alla brusca diminuzione di velocità. Questa perdita di velocità è essenzialmente dovuta ad una diminuzione delle pendenze e ad un aumento della superficie dell alveo fluviale. Nelle barre viene depositato parte del materiale trasportato durante le piene, per poi essere nuovamente mobilitato in seguito. Le barre si presentano sotto forma di diverse tipologie: barre laterali, di meandro, di confluenza, longitudinali, a losanga e diagonali. Queste si formano a seconda della tipologia e della dinamica fluviale del corso d acqua. Infatti, le barre laterali alternate sono tipiche di fiumi rettilinei o a bassa sinuosità; quelle di meandro sono tipiche di fiumi con una sinuosità più marcata, e tendono a formarsi nella parte interna delle curve dove il flusso è caratterizzato da un energia più bassa; quelle longitudinali e a losanga sono invece tipiche dei fiumi a canali intrecciati. Esse possono essere sia attive che non attive. Vengono definite attive quando non presentano vegetazione, quindi soggetta a movimenti dei sedimenti da parte della corrente, la quale non consente lo sviluppo di vegetazione sulla sua superficie mentre, le non attive presentano vegetazione, che testimonia il fatto che almeno negli ultimi cicli stagionali l acqua non ha occupato tale area. All interno di una stessa barra si possono distinguere varie sottounità, con caratteristiche morfologiche e granulometriche anche notevolmente differenti. Ai fini di un campionamento o di una descrizione dei sedimenti di una barra si possono considerare le sue tre componenti principali: testa (parte sopracorrente), corpo (parte intermedia) e coda (parte sottocorrente). Come è stato già detto nel presente capitolo, nell area di studio, il corso fluviale ha una morfologia a canali intrecciati. Proprio per questo motivo è caratterizzata da barre longitudinali che sono tipiche di queste dinamiche fluviali. La frequenza con cui si presentano lungo il corso fluviale è abbastanza elevata (Foto 4), in particolar modo nella parte prossima alla linea di costa, questo perché, in questa area, si ha un ulteriore diminuzione della pendenza che favorisce il formarsi di tali corpi sedimentari. 23

26 Foto 4 Panoramica del corso fluviale con presenza fitta di barre. In questa area sono presenti sia barre attive (Foto 5) che barre non attive, anche se queste ultime in minor santità (Foto 6). Foto 5 Barre attive 24

27 Foto 6 Barre non attive. La presenza di barre attive e sia non attive, testimonia il fatto come l energia fluviale e la portata siano estremamente variabili nel tempo, mentre il prevalere delle barre attive rispetto a quelle non attive è un chiaro segno che l inverno appena passato sia stato particolarmente piovoso e quindi gran parte dell alveo è stato occupato dalle acque con conseguente rimozione della vegetazione sulle barre non attive. Essenzialmente, tutte le barre presenti lungo il corso fluviale preso in esame, sono caratterizzate da un livello superficiale relativamente più grossolano rispetto al materiale presente nello strato sottostante, questo perché siamo in presenza di un alveo a fondo ghiaioso. La presenza dell alveo ghiaioso può essere legata principalmente a due motivi: le particelle più fini sono più facilmente rimosse rispetto ai clasti di maggiori dimensioni a causa della selezione selettiva della corrente, lasciando un deposito residuale di materiale più grossolano in superficie; la presenza di uno strato superficiale corazzato, riflette una condizione di uguale mobilità del fondo, cioè tutte le dimensioni della distribuzione del materiale del fondo cominciano a muoversi in corrispondenza di un campo di condizioni della corrente relativamente ristretto. 25

28 7. Bibliografia Acquafredda P., Lorenzoni S., Zanettin Lorenzoni E. (1988) Guida all'escursione del Gruppo Paleozoico in Calabria (18-23 maggio 1987). Rendiconti della Società Geologica Italiana, vol. 11, fasc. 1, pp Lorenzoni-S., Zanettin Lorenzoni-E. (1988) - La sequenza paleozoica dell'unità di Bocchigliero (Sila, Calabria), Rendiconti della Società Geologica Italiana, vol. 11, fasc. 1, pp Amodio Morelli L., Bonardi G., Colonna V., Dietrich D., Giunta G., Ippolito F., Liguori V., Lorenzoni S., Paglionico A., Perrone V., Piccarreta G., Russo M., Scandone P., Zanettin- Lorenzoni E., Zuppetta A. (1976). L'arco calabro-peloritano nell'orogene appenninicomaghrebide. Mem. della Soc. Geol. It., vo. 17, pp Bonardi G., Cello G., Perrone V., Tortorici L., Turco E., Zuppetta A. (1982) - The evolution of the northern sector of the Calabria-Peloritani Arc in a semiquantitative palinspastic restoration. Boll. Soc. Geol. It., vol. 101, pp Bonardi G., D'argenio B., (1988) - Carta Geologica dell'appennino Meridionale alla scala 1: , Memorie della Società Geologica Italiana, vol. 41, fasc. 2, pp Bouillin J.P. (1984) - Nouvelle interprétation de la liason Apennin-;agghrébides en Calabre:conséquences sur la paléogeographie téthysienne entre Gibraltar et les Alpes. Rev. Géeol. Dyn. Géeogr. Phys., vol. 25, pp Caloiero D.-Mercuri T. (1985) - Le alluvioni in Calabria dal 1021 al CNR-IRPI, Geodata, 7, Cosenza. Cello G., Morten L., De Francesco A.M. (1991) - The tectonic significance of the Diamante- Terranova Unit (Calabria, Southern Italy) in the Alpine evolution of the Northern sector of the Calabrian Arc, Bollettino della Società Geologica Italiana, 1991, vol. 110, fasc. 3-4, pp Cello G., Tortrici L., Turco E., Guerra (1981) - I. Profili profondi in Calabria settentrionale, Bollettino della Società Geologica Italiana, 1981, vol. 100, fasc. 4, pp Critelli S. & Gabriele S. (1990) - Lineamenti fisici e climatici della Calabria. In: indagine a scala regionale sul dissesto idrogeologico in Calabria provocato dalle piogge dell inverso 1990 (Andronico L., Critelli S., Grabriele S., Versace P., eds.) CNR-GNDCI vol. spec., Ed. bios Cosenza, pp Critelli-S., Monaco C. - Depositi vulcanoclastici nell'unità del Flysch Calabro-Lucano (Complesso Liguride, Appennino Meridionale), Bollettino della Società Geologica Italiana, 1993, vol. 112, fasc. 1, pp Critelli S. (1993) Sandstone detrital modes in the Paleogene Liguride Complex, accretionary wedge of the southern Apennines (Italy). J. Sedim. Petr., 63, pp

29 Dubois R. (1976) La suture calabro-apennineque crétaceé-éocène ed l ouverture Tyrrhénienne neogene; étude pétrographique et structurale de la calabre centrale. Thèse Université P. e M. Curie, Paris. Grandjacquet C. & Mascle G. - The Structure of the Ionian Sea, Sicily and Calabria Lucania. In: "The Ocean Basins and Margins". A.E.M. Nairn et al. (eds.), 1978, 4B, pp Grandjiacquet C-. Glangeaud L., Dubois R. & Caire A. (1961) Hypothése sur la structure profonde de la Calabre (Italie). Revue Géologie Dynamique et de Geographie Physique, 4, pp Guerrieri S., Lorenzoni S. & Zanettin Lorenzoni E. L unità Pre-alpina di Bocchigliero (Sila- Calabria). Boll. Soc. geol. It., 1978, 97, pp Guerrieri S., Lorenzoni S., Stagno F & Zanettin Lorezoni E. - Le Migmatiti dell Unità di Monte Gariglione (Sila, Calabria). Mem. Scienze Geologiche, Padova, 1982, 35, pp Haccard-D., Lorenz C., Grandjacquet C. Essai sur l'évolution tectogénetique de la liaison Alpes-Apennins (de la Ligurie à la Calabre), Memorie della Società Geologica Italiana, 1972, vol. 11, fasc. 4, pp Lanzafame G. & Tortrici L. Le successioni giurassiche-eoceniche della area compresa tra Bocchigliero, Longobucco e Propalati (calabria). Riv. Ital. Paleont. E strat., 1980, 86, pp Lanzafame G. & Zuffa G.G. Geologia e Petrografia del Foglio Bisognano (Bacino del Crati, Calabria) con carta geologica alla scala 1: Geol. Romana, 1975, 15, pp Lanzafame G., Spadea P., Tortorici L. - Mesozoic ophiolites of northern Calabrian and Lucanian Apennine (southern Italy). Ofioliti, 1979, 4, pp Lorenzoni-S., Zanettin Lorenzoni-E. - Problemi di correlazione tettonica Sila-Aspromonte. Il significato dell'unità ercinica di Mandatoriccio e dei graniti ad Al2SiO5, Bollettino della Società Geologica Italiana, 1979, vol. 98, fasc. 2, pp Gurrieri-S., Lorenzoni-S., Zanettin Lorenzoni E. - L'unità pre-alpina di Bocchigliero (Sila, Calabria), Bollettino della Società Geologica Italiana, 1978, vol. 97, fasc. 5-6, pp Lorenzoni e Zanettin Lorenzoni 1983 Note Illustrative della Carta Geologica della Sila alla scala 1: Mem. Sci. Geol. Padova, 36, pp Magri G., Sidoti G., &Spadea A., ( ) Rilevamento geologico sul versante settentrionale della Sila. Mem. Note Ist. geol. Appl. Napoli, 9, pp Messina-A., Russo-S., Borghi A., Colonna V., Compagnoni R., Caggianelli A., Fornelli-A., Piccarreta G. - Il massiccio della Sila, settore settentrionale dell'arco calabro-peloritano. Guida all'escursione del gruppo "I basamenti cristallini e i granitoidi circum-mediterranei: evoluzione petrogenetica e implicazioni geodinamiche", Messina 13-17/10/1992, Bollettino della Società Geologica Italiana, 1994, vol. 113, fasc. 3, pp

30 Messina A., Barbieri M., Compagnoni R., De Vivo B., & Scott B.A. - Petrology and geochemistry of the Sila granitoids (Calabria-southern Italy). In Sassi F.P., 1986, Boffoulilh R. EDS.: IGCP n. 5 Newsletter, 7, pp Messina A., Compagnoni R., De Vivo B., Perrone V., Russo S., Barbieri M., Scott B.A. - Geological and petrochemical study of the Sila Massif plutonic rocks (Northern Calabria, Italy), Bollettino della Società Geologica Italiana, 1991, vol. 110, fasc. 1, pp Messina A., Russo S., Perrone V., Giacobbe A. - Calc-alkaline Late-Variscan two micacordierite-al-silicate-bearing intrusions of the Sila Batholith (Northern sector of the Calabrian-Peloritan Arc, Italy), Bollettino della Società Geologica Italiana, 1991, vol. 110, fasc. 2, pp Monaco C., Tansi C., Tortrici L., De Francesco A.M., Morten L. - Analisi geologicostrutturale dell'unità del Frido al confine calabro-lucano (Appennino Meridionale), Memorie della Società Geologica Italiana, 1991, vol. 47, pp Ogniben L. - Schema introduttivo alla geologia del confine calabro-lucano, Memorie della Società Geologica Italiana, 1969, vol. 8, fasc. 4, pp Piccarreta G. Rapporti tra le metamorfiti affioranti nella zona compresa fra Castiglione, Nicastro, Conflenti e la bassa valle del Fiume Savuto (Calabria), Bollettino della Società Geologica Italiana, 1973, vol. 92, pp Paglionico A. Le rocce metamorfiche di alto grado affioranti tra Cosenza e Rogliano (Sila Piccola-Calabria). Perod. Mineral., 1974, 43, (1), pp Pierattini D., Scandone P., Cortini M., Età di messa in posto ed età di metamorfismo delle "limburgiti" nord calabresi. Boll.Soc.geol.ital., 94, pp Scandone P. Origin of the Tyrrhenian Sea and Calabrian Arc, Bollettino della Società Geologica Italiana, 1979, vol. 98, fasc. 1, pp Tortrici L. (1982) Lineamenti Geologo-strutturali dell Arco Calabro Peloritano, Rend. Soc. It. Miner. Petrol., 38 (3), pp

31 Relazione geologica e geomorfologica dei bacini idrografici del fiume Neto INDICE 1. Geologia 2. Sismicità dell area 3. Geomorfologia del Bacino del Fiume Neto 4. Variazioni dei caratteri morfologici dell alveo 5. Barre fluviali 6. Bibliografia 1

32 1. Geologia Il Bacino idrografico del Fiume Neto ricade all interno di una vasta area della Calabria centro-orientale composta rocce metamorfiche e plutoniche del Massiccio della Sila e da una potente successione sedimentaria che rappresenta il riempimento del cosiddetto Bacino di Crotone (Figura 1). Figura 1 Carta geolitologica del Bacino del Fiume Neto elaborata attraverso la vettorializzazione di rilievi inediti e della Carta geologica della Calabria scala 1: La Sila costituisce la porzione nord-orientale del cosiddetto Arco Calabro Peloritano (ACP). Il Massiccio della Sila è composto da una serie di unità tettono-metamorfiche di età Varisica (età del metamorfismo) sovrapposte durante le fasi orogenica alpina, successivamente intruse nel Permiano da rocce plutoniche, e da una copertura sedimentaria di età mesozoica. L evoluzione cenozoica del Massiccio Silano è caratterizzata da una fase di esumazione compresa tra 35 e 15 milioni di anni (Thomson, 1994). L insieme delle unità tettono-metamorfiche formano l Unità della Sila istituita da Messina et alii (1994). L unità della Sila raggruppa unità di basso, medio e alto grado metamorfico 2

33 note in precedenza come: Unità di Longobucco, Bocchigliero, Mandatoriccio, Castagna, Polia-Copanello e di Monte Gariglione, nonché il complesso plutonico silano (Amodio Morelli et al., 1976) (Figura 2). LEGENDA 1) Unità sedimentarie del Bacino di Crotone; 2) Copertura sedimentaria Meso- Cenozoica; 3) Batolite della Sila; 4) Complesso Metamorfico di basso grado di Bocchigliero; 5) Complesso metamorfico di basso-medio grado di Mandatoriccio; 6) Complesso Metamorfico di altro grado di M.te Gariglione; 7) Altre unità tettoniche Alpine del massiccio della Sila. Unità di Castagna, Bagni ed Ofiolitiche; 8) Contatti tettonici; 9) Faglie. Figura 2 - Carta geologica schematica dell Unità della Sila (da Messina et alii 1994). L Unità della Sila costituisce l elemento strutturale più elevato del settore settentrionale dell ACP ed è costituita dai Complessi metamorfici di Monte Gariglione (medio-alto grado), di Mandatoriccio (medio-basso grado), di Bocchigliero (basso-grado) e dalla relativa copertura sedimentaria, e dalle rocce plutoniche del Batolite della Sila. Il Batolite della Sila (Messina et alii 1986, 1991a, 1991b, Sutter et al., 1987; Ayuso et al., 1994) affiora lungo una fascia orientata NW-SE da Rossano a Cropani, per una superficie 3

34 complessiva di circa 900 km 2. Si tratta un corpo plutonico composto da numerosi corpi intrusivi sin e post-tettonici, messi in posto in un intervallo di tempo compreso da 293 e 270 Ma. I singoli corpi plutonici presentano a scala macroscopica una facies massiva, caratterizzati da una foliazione primaria sintettonica o da una foliazione secondaria connessa alla tettogenesi alpina. Il range composizionale è compreso tra gabbro (anfibolo ± pirosseno ± olivina ± biotite) a leucomonzogranito (due miche ± cordierite ± Al-silicati) con prevalenza dei termini intermedi tonalitico-granodioritici (biotite ± anfibolo). I corpi plutonici intrudono, lungo il margine orientale da Rossano (CS) a Belvedere di Spinello (KR), il basamento metamorfico di Bocchigliero e di Mandatoriccio, originando un aureola di contatto con facies da anfibolitica a cornubianiti (Dubois, 1976; Guerreri et alii 1979). Sul bordo occidentale, da Corigliano Calabro (CS) a Sersale (CZ), il contatto Batolite della Sila e le metamorfiti di medio-alto grado di Gariglione sviluppa una border zone migmatitica (Bertolani 1957; Dubois 1976; Guerrieri 1983, Valdemarin, 1989). Il Complesso metamorfico di Monte Gariglione affiora estesamente nel settore centrooccidentale del Massiccio Silano, lungo una fascia orientata NW-SE da San Demetrio Corone (CS) a Sersale (CZ). Si tratta di un complesso di rocce metamorfiche composte da gneiss con locali corpi di metabasiti e marmi, riferibili a facies granulitica ed anfibolitica. Gli gneiss sono composti da diverse associazioni mineralogiche tra le quali le più comuni definite da: granato ± sillimanite ± cordierite e granato ± sillimanite ± K-feldspato. Le rocce metabasiche in facies granulitica ed anfibolitica affiorano nei pressi di Villaggio Mancuso, dove formano due estesi corpi (circa 13 e 1 kmq). Si tratta di litotipi caratterizzati da associazioni mineralogiche composte da: anfibolo ± ortopirosseno ± granato ± plagioclasio ± quarzo biotite ±. I marmi formano corpi di dimensioni minori non superiori a 1 km con associazioni mineralogiche composte da forsterite±diopside, calcite, dolomite. Il complesso metamorfico di Mandatoriccio affiora nel settore centro-orientale del Massiccio della Sila, formando ammassi di lunghezza chilometrica intrusi dalle plutoniti del Batolite della Sila ed in contatto tettonico con il sovrastante Complesso di Bocchigliero. Il complesso di Mandatoriccio è costituito da rocce metamorfiche in facies anfibolica parzialmente retrocesse in facies scisti verdi. Si tratta di metapeliti con micascisti, paragneiss ed intercalazioni di gneiss occhiadini a porfiroclasti di K-feldspato, e rari livelli di marmi e 4

35 lenti di metabasiti. Le associazioni mineralogiche più importanti sono composte da: Quarzo, Muscovite, Biotite, Albite/Oligoclasio, e subordinati Staurolite, Andalusite, Cordierite, Ilmenite e Titanite. Le rocce sono caratterizzate da una grana eterogenea per la presenza di porfiroblasti di Andalusiste, Cordierite, Staurolite, ed Albite e da una foliazione immergente verso WSW. Il Complesso di Bocchigliero affiora esclusivamente nel settore nord-orientale della Sila ed è costituito da rocce metamorfiche di basso grado, caratterizzate lungo il contatto con le plutoniti del Batolite della Sila da un aureola termica con facies metamorfiche fino a cornubianiti. Nell Unità della Sila, il Complesso di Bocchigliero è il prodotto di più basso grado metamorfico (T= 350 C e P= Kb). Si tratta di filladi derivanti da un originaria successione sedimentaria terrigeno-carbonatica-vulcanica di età paleozoica (Cambriano- Devoniano, Bouillin et alii, 1984) depositatasi su crosta continentale assottigliata (Acquafredda et alii, 1988) e ricoperta in discordanza da una sequenza terrigeno-carbonatica di età triassico-liassica trasgressiva, da ambienti continentali-costieri a marino profondi (scarpata e bacino profondo torbiditi e di piattaforma carbonatica (Young et al., 1986). Le filladi sono composte da Quarzo, Mica fengitica, Albite e Grafite con talora la presenza di Clorite e Calcite. Le rocce metamorfiche sono caratterizzate da un layering composizionale originario a cui si sovrappone una foliazione tettonica, debolmente inclinata verso SE ben sviluppata che determina l isorientazione dei fillosilicati, da superfici di clivaggio, e da pieghe molto aperte con piani assiali immergenti verso NW e SE. L Unità della Sila ed in particolare le rocce plutoniche e metamorfiche di alto grado dell Unità di Gariglione sono caratterizzate da un profondo stato di alterazione riconducibile a processi pedogenetici, geomorfologici e di weathering. Gli ammassi rocciosi sono caratterizzati da un radicale cambiamento di colore ed una alterazione mineralogicatessiturale che conferisce l aspetto di una roccia sedimentaria da molto a poco compatta chiamata informalmente sabbione granitico o sabbione. Sulla base di questi elementi, la porzione superficiale dell Unità della Sila è caratterizzata da un profilo di alterazione composto da un suolo organico a tessitura sabbiosa media-fine di spessore 0 a 5m, seguito verso il basso da roccia alterata e fratturata con spessori medi > a 10 m che passa gradualmente a roccia non alterata. Studi condotti sul sui profili di alterazione del Massiccio della Sila mediante perforazioni a carotaggio continuo hanno permesso di evidenziare la presenza di amassi rocciosi alterati sino a profondità superiori ai 60 m (Critelli et al., 1991). 5

36 Analisi condotte su alcuni profili hanno permesso di evidenziare che oltre il 50% dell intero volume della porzione alterata è costituita da sabbia mentre la restante parte è data da silt ed argilla (Le Pera et al., 2000) (Foto 1). Foto 1 - Orizzonte di alterazione dei graniti del Batolite della Sila lungo la SS 107. Il Bacino sedimentario di Crotone costituisce una vasta area compresa tra la dorsale San Nicola dell Alto Pallagorio orientata WNW-ESE a nord, e la Stretta di Catanzaro a sud. L area è caratterizzata da una potente successione sedimentaria (oltre m di spessore massimo) composta da diverse unità litostratigrafiche di età compresa tra il Serravalliano ed il Pleistocene organizzate in 3 cicli sedimentari da Roda (1964). Le unità più antiche di età Serravalliano-Tortoniano sono composte da conglomerati ed arenarie di ambiente fluviale ed arenarie, calcareniti ed arenarie ibride (Critelli & Le Pera, 1998) di ambiente costiero (Fm di San Nicola) poggiante sul substrato roccioso dell unità della Sila (Foto 2 e 3). 6

37 Foto 2 Fm di San Nicola dell Alto affiorante in destra e sinistra idrografica della Valle del Fiume Lese. Particolare della facies conglomeratica costituita da ciottoli centimetrici e decimetrici di rocce metamorfiche e plutoniche. Foto 3 Fm di San Nicola dell Alto affiorante in destra e sinistra idrografica della Valle del Fiume Lese. Particolare della facies conglomeratica costituita da ciottoli centimetrici e decimetrici di rocce metamorfiche e plutoniche. I conglomerati e le arenarie ben cementate poggiano sul basamento metamorfico e formano pareti sub-verticali. 7

38 I conglomerati sono composti da ciottoli di natura metamorfica ed intrusiva con dimensioni centimetriche e decimetriche sino a metriche, da arrotondati a poco arrotondati o spigolosi (brecce). Le arenarie associate ai conglomerati fluviali hanno una composizione quarzoso-feldispatica (Qm55, K23, P22) con frammenti di rocce metamorfiche e subordinatamente frammenti di rocce sedimentarie (Lm92, Lv0, Ls8) (Barone et al., 2008 ). Si tratta di arenarie a granulometria da media a grossolana poco classate che formano singoli corpi lenticolari all interno dei conglomerati o sono presenti come matrice. I conglomerati e le arenarie di ambiente fluviale hanno spessore variabile da 0 m a circa m e formano nel loro insieme dei grandi corpi lenticolari (chilometrici) depositatesi all interno di paleo-valli. I conglomerati e le arenarie di ambiente fluviale vengono formalizzate con il nome di Formazione di San Nicola, distinguendola dalla Formazione delle sabbie a clypeaster costituita dalle arenarie di ambiente costiero. La formazione di San Nicola affiorano lungo una fascia orientata nord sud per circa 25 km ed ampia da 3 a 7 km da Mesoraca a Verzino, dove si congiungono all equivalente formazione arenaceo-conglomeratica del Bacino di Cirò e Rossano. I conglomerati e le arenarie della formazione di San Nicola sono rocce sedimentarie a cemento calcitico, porose e fratturate. Le porzioni superficiali (5 m di spessore) sono molto spesso poco cementate ed assumono una facies di sedimenti da ben addensati a sciolti. L eterogeneità in termini di caratteristiche geotecniche definisce un grado di resistenza all erosione molto variabile da elevato a basso. Le arenarie di ambiente costiero (Formazione delle sabbie a clypeaster) poggiano sulla formazione di San Nicola costituendone la normale continuazione della successione stratigrafica o poggiano direttamente sul substrato roccioso metamorfico-plutonico dell Unità della Sila, attraverso un esiguo deposito conglomeratico (1-5 m di spessore). La Formazione delle sabbie a clypeaster è costituita da arenarie da medie a grossolane ben classate e stratificate a cemento carbonatico. La composizione petrografica non evidenzia importanti variazioni se non per la presenza di frammenti di fossili carbonatici e di lamellibranchi, noduli algali ed echinidi (clypeaster). La formazione ha uno spessore massimo di 50 m ed affiora all interno della stessa area della formazione di San Nicola e costituisce il termine di 8

39 passaggio alla formazione delle marne-argillose del Ponda. La Formazione delle sabbie a clypeaster si presenta sempre come un ammasso roccioso fratturato molto simile alla formazione di San Nicola ma con una porosità media ed una alterazione nettamente inferiore a causa della maggiore cementazione. La formazione delle argille marnose del Ponda di età tortoniana è costituita da un alternanza di marne ed argille marnose, sabbiose-siltose alla base, caratterizzata nella porzione mediana dalla presenza di corpi lenticolari arenacei di spessore da metrico a decametrico e nella porzione superiore dalla presenza di strati decimetrici-centimetrici costituiti da peliti euxiniche, carbonati micritici e diatomiti, queste ultime prevalenti verso l alto riferibili alla Fm del Tripoli di età Messiniano inferiore. Il Bacino di Crotone rappresenta il segmento più importante del sistema di bacino foreland messiniano che ha registrato la più importante crisi idrologica del Mediterraneo ad oggi conosciuta, la Crisi di Salinità del Messininano (MSC). La serie evaporitica del Bacino di Crotone è data da una complessa sequenza deposizionale composta da diverse unità litostratigrafiche: carbonati micritici prevalentemente clastici (Fm del Calcare di Base), gessareniti e gessoruditi (Fm evaporitica inferiore), evaporiti primarie (salgemma) affioranti come diapiri salini, argille-marnose alternate a gessareniti ed arenarie gessose (fm Evaporitica superiore), e conglomerati poligenici (fm delle Carvane) (Dominici, 2004a). Queste unità unità litostratigrafiche affiorano su una fascia ampia da 2 a 6 km orientata N- S da Cropani marina a Verzino ed Est-Ovest e da Verzino e San Nicola dell Alto, mentre nel sottosuolo verso est fino agli alti morfostrutturali in off-shore di Campo Luna ed Hera Lacinia, la presenza della sequenza evaporitica è riconosciuta sulla base delle esplorazioni sismiche e sondaggi eseguite dall Eni e Montecatini Edison tra gli anni 60 e 70. I carbonati della fm del Calcare di Base affiorano in aree limitate lungo i versanti della dorsale M.te Petrello-Timpone Castello e in destra e sinistra idrografica del Fiume Lese. Si tratta rocce carbonatiche di natura clastica clastiche costituite da ciottoli spigolosi ed arrotondati di carbonati micritici associati talora a gessoruditi e gessareniti. Al di sopra della fm del calcare di base, e direttamente sulla fm delle argille marnose del Ponda seguono con contatto erosivo e discordante la fm delle evaportiti inferiori. Si tratta di una potente successione sedimentaria costituita da gessareniti e gessoruditi con talora la presenza di 9

40 ciottoli carbonatici di spessore fino a 150 m affiorante in modo continuo tra il versante di M.te Basilico e la dorsale Serra di Dera-Timpone Castello in destra idrografica del Fiume Lese e la dorsale di San Nicola dell Alto-Pallagorio. Le gessareniti e gessoruditi formano strati di spessore centimetrico a metrico separati da strati da millimetrici a decimetrici di peliti euxiniche (Dominici et al., 2004a). Le rocce evaporitiche costituiscono degli ammassi rocciosi fatturati interessate da estesi processi di dissoluzione che danno vita al più importante sistema carsico in rocce gessose di tutta la penisola italiana (Foto 4). Foto 4 Fm delle Evaporiti inferiori lungo la Valle del Fiume Lese. Le gessareniti formano una successione sedimentaria con spessore massimo fino a 120 m poggiante sulle argille marnose della fm del Ponda. All interno delle gessareniti si sviluppa il più esteso sistema carsico in evaporiti della penisola italiana. La formazione evaporitica inferiore è coperta dalla formazione evaporitica inferiore costituita da marne-argillose con lenti arenacee-gessose e blocchi da metrici a decametrici di calcare micritico e gesso nodulare. La formazione evaporitica superiore affiora in un area compresa tra il Vallone del Cufalo (affluente del Fiume Lese) e la dorsale di Belvedere di Spinello. All interno di questa formazione si rinvengono dei corpi salini lunghi centinaia di metri e di spessore decametricao. La presenza di tali corpi è da associare a processi di tettonica salina che innescano delle risalite diapiriche del salgemma caratterizzato da un elevata viscosità lungo le zone di decompressioni di importanti sistemi di faglia. In alcune 10

41 aree i diapiri costituiti da salgemma di età messiniana perforano l intera successione soprastante e s intrudono all interno delle unità plioceniche della fm dei Cavalieri (Foto 5) (Costa et al., 2004; Lugli et al., 2004; Dominici et al., 2004b). Foto 5 Nella fm evaporitica superiore sono presenti dei corpi salini costituiti da salgemma di età messiniana. Si tratta di diapiri salini che perforano le unità sedimentarie soprastanti. Nella foto diapiro salino all interno delle argille marnose dei Cavalieri di età pliocenica. La sequenza evaporitica è chiusa dalla fm delle Carvane costituita da peculiari depositi conglomeratici ben cementati talora associati a grandi corpi arenacei caratterizzati da ciottoli ben arrotondati derivanti quasi esclusivamente da rocce sedimentarie. La fm delle Carvane affiora all interno di un ampia area compresa tra Cropani e Zinga, formando numerosi ed isolati corpi di dimensione massima 0,5 km 2. 11

42 La sequenza evaporitica passa al tetto alla Formazione delle Marne argillose dei Cavalieri ed alla Formazione di Zinga (Zinga sandstone, Montagnola clay, Belvedere e Murgie sandstone da Zecchin et al., 2004) formando nel loro insieme il cosiddetto 2 ciclo sedimentario di età Messiniano-Pliocene inferiore (Roda, 1964). Le marne argillose dei Cavalieri poggiano in trasgressione sulla formazione delle Carvane, evaporitica superiore ed Evaporitica inferiore. Si tratta di una formazione che affiora in un area limitata, compresa tra il versante in destra idrografica del F.me Lese in località Serra tre Vescovi e le località Russomanno, Mandriavecchia, Timpa San Cassiano e Montagnola lungo il Fiume Vitravo tra il centro abitato di Casabona e la frazione di Zinga. La formazione di Zinga è costituita da arenarie silicoclastiche e calcareniti di ambiente costiero caratterizzate da una ricca macrofauna a bivalvi. Zecchin et alii (2004) suddividono la Formazione di Zinga (Roda, 1964) in tre formazioni composte da arenarie silicoclastiche di ambiente delitizio e conglomerati di ambiente costiero ed alluvionale (Zinga sandstone) e da calcareniti di ambiente costiero (Belvedere e Murgie sandstone) separate da argille e marne di ambiente lagunare (Montagnola clay). Si tratta di rocce sedimentarie molto cementate e poco fratturate che formano pareti subverticali di decine di metri di altezza che delimitano ampie aree sub-pianeggianti, ad eccezione di alcune aree attraversate da importanti sistemi di faglia (Foto 6). Il terzo ciclo sedimentario comprende le unità litostratigrafiche di età compresa tra il Plicoene inferiore ed il Pleistocene. Nello schema stratigrafico di Roda (1964) il 3 ciclo sedimentario comprende 4 unità litostratigrafiche, le argille marnose di Spartizzo, la Molassa di Scandale, l Argilla marnosa di Cutro e la Molassa di San Mauro e rappresentano oltre il 50% dei litotipi affioranti del Bacino di Crotone. 12

43 Foto 6 Fm di Zinga o Molassa di Zinga della Valle del Vitravo. Le arenarie e calcareniti di ambiente costiero affiorano lungo una fascia orientata nord-sud del Bacino di Crotone da Casabona a Roccabernarda. Le argille marnose di Spartizzo costituiscono dei depositi lagunari costituiti da un alternanza di strati di spessore cm argilloso-marnoso molto scuri e argillosisabbiosi giallastri caratterizzati dalla presenza di una ricca macrofauna a Cardium edile e Potamides (Di Grande, 1967). Le argille marnose di Spartizzo affiorano nel settore centrale del bacino idrografico in contatto stratigrafico sulle unità del Pliocene inferiore e del Messiniano. Verso est le argille marnose di Spartizzo passano in eteropia di facies alla Molassa di Scandale composta da sabbie-ghiaiose (membro Pedalacci) e da sabbie con intercalazioni pelitiche (Membro Barretta in Roda 1965). La Molassa di Scandale costituisce un deposito di un ambiente marino costiero, eteropico con le facies lagunari delle argille marnose di Spartizzo e con le facies schiettamente marine dell Argilla marnosa di Cutro. L argilla marnosa di Cutro costituisce l unità litostratigrafica più estesa del Bacino di Crotone e raggiunge uno spessore massimo di m. Si tratta di una successione sedimentaria costituita da una monotona alternanza di argille, argille siltose ed argille marnose fossilifere di ambiente marino. Recenti studi hanno permesso di evidenziare una differenziazione tra una porzione inferiore (Cutro 1) ed una superiore (Cutro 2). L unità Cutro 1 è costituita da argille siltose massive caratterizzate a luoghi da una ciclica alternanza chiaro-scura, riferibile ad ambienti di scarpata e piattaforma esterna. L unità Cutro 2 è formata da peliti-sabbiose ed è caratterizzata da un incremento della microfauna bentonica e 13

44 da un organizzazione in 5 ciclotemi tragressivi-regressivi, riferibile ad un ambiente di piattaforma interna e mediana (Massari et al., 2002) (Foto 7). Foto 7 Fm delle argille marnose di Cutro nei pressi del centro abitato di Strongoli coperte da sabbie cementate conosciute come Sabbie di Strongoli. Le Sabbie di Strongoli costituiscono dei corpi lenticolari all interno della Fm delle argille marnose di Cutro. La Molassa di San Mauro (Roda, 1964) include diversi litotipi peliti sabbiose di piattaforma sabbie di costiere, peliti di ambienti lagunari e conglomerati di sistemi alluvionali-fluviali di tipo braided organizzate in 9 ciclotemi (ciclotemi 5-13) e suddividi in tre unità informali (Massari et al., 1999, 2002). L unità San Mauro 1 e 3 sono prevalentemente sabbiose mentre la 2 è prevalentemente pelitica. La porzione inferiore della Molassa di San Mauro è costituita da cicli tragressivi-regressivi riferibili ad ambienti di piattaforma esterna a costieri ed è chiusa da un deposito ghiaioso alluvionale (ciclotema 9). La porzione superiore ed è costituita da 4 ciclotemi (ciclotema 9-13) caratterizzati da sequenze composte da depositi alluvionali, seguiti da sedimenti lagunari ed infine da depositi costieri. Nel settore SE del Bacino di Crotone, ed in particolare a sud della foce del Fiume Neto, lungo la cosiddetta penisola di Crotone, le argille marnose di Cutro sono coperte da depositi di terrazzi marini distribuiti tra i 90 e 200 m s.l.m. di età inferiore a 200 ky (Gliozzi, 1987) o 330 ky (Palmentola et al., 1990). I depositi di terrazzo sono costituiti principalmente da areniti carbonatiche talora silicoclastiche, caratterizzate dalla clinostratificazioni e superfici erosive e dalla presenza biocostruzioni algali (Foto 8). 14

45 Foto 8 Fm delle argille marnose di Cutro a sud di Crotone. Le argille marnose costituiscono il substrato di una serie di terrazzi di origine marina che testimoniano i tassi di sollevamento della penisola crotonese. In primo piano il terrazzo datato a 200ky. Infine, i depositi recenti sono costituiti da depositi costieri ed alluvionali. I sedimenti alluvionali sono in larga misura associati ai principali reticoli dei Fiumi Tacina, Lipuda e soprattutto del Fiume Neto, caratterizzato quest ultimo da un piccolo sistema deltizio attivo e da uno fossile (Bernasconi et al., 2002). I depositi costieri sono costituiti in massima parte da depositi di spiaggia ed eolici costituiti da sabbie medie. Lungo le coste di P.ta Plice e delle foci dei principali fiumi si registra un forte incremento della componente ghiaiosa che diventa prevalente. 2. Sismicità dell area Il Bacino idrografico del Fiume Neto costituisce una porzione emersa, orientata in senso trasversale, del Sistema di Bacino di Foreland della Calabria Settentrionale. I bacini sedimentari di foreland costituiscono delle aree depocentrali poste in posizione frontale rispetto ad una catena orogenetica in sollevamento ed avanzamento, prodotta dalla convergenza tra due placche. Queste aree sono caratterizzate da processi di subsidenza derivanti dall addensamento dei sedimenti provenienti dalla catena orogenetica e da una sismicità profonda e superficiale. Il punto di partenza per l analisi delle relazioni tra sismicità e lineamenti strutturali della Calabria centro-orientale è dato dal database elaborato dal dott. geol. Antonio Moretti. 15

46 L autore sulla base di un analisi della cartografia geologica-strutturale e di studi di carattere tettonico-strutturale, integrati da un analisi morfotettoniche eseguite alla scala 1: mediante l utilizzo di immagini Landsat ha definito 20 principali sistemi di faglia distinguendo i sistemi di faglia attivi durante il Pleistocene Medio da quegli elementi strutturali relitti "ereditati" dalla tettonica più antica (Figura 3). Figura 3 Carte delle faglie attive della Calabria e tabella con le principali caratteristiche (da Moretti et al., 1999). Il Bacino Idrografico del Fiume Neto è attraversato dal sistema istema di Faglie del Marchesato e di M.te Fuscaldo a cui si attribuiscono gli eventi sismici distruttivi verificatesi nel giugno del 1638 e nel marzo del Recentemente Galli P. e Bosi V. identificano sulla base di studi paleosismologici nel sistema di faglie dei laghi silani (Lakes Fault) orientato NW-SE la sorgente sismica del terremoto del 1638 (M=6,7). 16

47 La normativa sismica vigente classifica gran parte del territorio del bacino idrografico in zona sismica 2 ad eccezione di alcuni settori montani classificati in zona 1. Nel corso degli ultimi 22 anni dal 1984 al 2006, il settore montuoso del bacino idrografico del Fiume Neto, come gran parte del Massiccio Silano, è stato oggetto di riclassificazione sismica. In particolare, i territori di alcuni comuni sono passati da Zona 2 a Zona i con un incremento della pericolosità sismica (Figura 4). Figura 4 Zone sismiche del territorio italiano (2003). Ordinanza PCM 3274 del 20/03/ Geomorfologia del Bacino del Fiume Neto Il Fiume Neto rappresenta il secondo maggiore sistema idrografico della Calabria dopo il Fiume Crati. Il bacino idrografico si estende su una superficie di circa 1.073,3 km 2 con una pendenza media di 25,30%, un altezza media di 824 m s.l.m. per un perimetro di 219,3 km. L altezza massima del bacino idrografico è di circa m s.l.m. e viene raggiunta lungo il versante orientale di del M.te Sorbello (1.856 m s.l.m,.). L asta principale ha una lunghezza di 98,38 km ed un reticolo idrografico di circa 847 km per un coefficiente di densità pari a 0,79 km -1. L asta principale si origina ad un altezza di circa m s.l.m. lungo il versante settentrionale di M.te Botte Donato (1.928 m s.l.m.). All interno del bacino idrografico ricadono il lago effimero di Votturino ed i laghi artificiali Ariamacina, Arvo ed Ampollino. 17

48 Il clima di tipo mediterraneo è caratterizzato da forte escursioni pluviometriche e di temperatura e con una elevata umidità al di sopra di quota m s.l.m.. La media annuale delle precipitazione è di mm ma varia da circa 600 mm/anno dell area costiera a m/anno dell area montuosa. Le temperature medie minime variano da circa dell area montuosa ad oltre 16 dell area costiera. (Versace, 1989). La variabilità delle condizioni climatiche si sviluppa lungo una direttrice da ovest (zona montuosa) verso est (zona costiera) e si sovrappone ad una variazione geolitologica e tettonica-strutturale che controlla in modo diretto le caratteristiche morfologiche del bacino e del reticolo idrografico definendo tre zone, zona superiore, intermedia ed inferiore (Figura 5 e 6). Figura 5 Carta dell esposizione dei versanti elaborata attraverso l utilizzo di un DEM maglia a 40 m ricampionata a 20 m (IT-2000). 18

49 Figura 6 Carta delle pendenze elaborata attraverso l utilizzo di un DEM maglia a 40 m ricampionata a 20 m (IT-2000) La zona superiore costituisce un sub-bacino idrografico con quota di chiusura prossima ai 200 m s.l.m.. Il sub-bacino costituisce circa il 52% dell intera superficie del bacino idrografico del Fiume Neto ed è costituito principalmente da ammassi rocciosi plutonici (Batolite della Sila) e metamorfici (unità Polia Copanello, Mandatoriccio e Bocchigliero). Le rocce sono caratterizzati da un profondo orizzonte di alterazione che può raggiungere facilmente lo spessore di m. In alcuni sondaggi eseguiti in Sila è stata riscontrata la presenza di orizzonte di alterazione sino alla profondità di circa 60 m (Critelli et al., 1991; Le Pera et al., 2000) (Figura 2). La morfologia è caratterizzata da un altopiano con pendenze comprese tra il 5 e 10% e quote comprese tra 1200 e 1400 m s.l.m., interrotto da rilievi rotondeggianti con pendenze comprese tra il 15 ed il 20% che si elevano per circa m. La morfologia rappresenta il relitto di un paesaggio che non è molto cambiato dal Pleistocene Inferiore quando iniziò il sollevamento tettonico della Calabria con tassi medi di 1mm/anno. In questo settore i processi di modellamento morfologico agiscono soprattutto attraverso l erosione del regolite mentre sono quasi assenti i processi gravitativi. Il reticolo idrografico è costituito da tre fiumi 19

50 principali, Neto ed Arvo che scorrono nella porzione centro-settentrionale del sub-bacino e l Ampollino nel settore meridionale. Le direzioni di deflusso sono condizionate dalla presenza di due dorsali lunghe 10 e 12 km orientate Est-Ovest. A nord la dorsale formata da Monte Sorbello (1.896 m s.l.m.), Monte Botte Donato m s.l.m.) e Pietra dell Altare (1.698 m s.l.m.) delimita i sub-bacini dei Fiume Neto e Arvo che si originano a m e 1280 m s.l.m. dai laghi artificiali di Ariamacina ed Arvo. A sud la dorsale di Monte Cardoneto (1.684 m s.l.m.), Monte Nero (1.881 m s.l.m.) e Colle della Giumenta (1.596 m s.l.m.) individua lo spartiacque tra il sub-bacino del Fiume Arvo a nord e dell Ampollino a sud che si origina alla quota di circa 1279 m s.l.m. dall omonimo lago. I due laghi costituiscono degli sbarramenti artificiali costruiti rispettivamente tra il e ed alimentano le centrali idroelettriche di Oricchella, T.pa Grande e Calusia. Le aste principali dei tre fiumi sono orientati parallelamente in direzione circa Est-Ovest mentre le aste secondarie hanno pendenze del 15-20% e formano un pattern pinnato. I fiumi hanno pendenze decrescenti dalla vetta verso i bacini artificiali. In particolare l asta principale del Fiume Neto ha una pendenza media del 4% su una lunghezza di circa 8,6 km. In testata sino alla quota di m s.l.m. si registra un valore medio del 18% diminuendo fino al 2% al lago artificiale di Ariamacina. Al di sotto della quota dei 1200 m fino ai m s.l.m. l altopiano è caratterizzato da un versante degradante verso est con pendenze medie del 15-20%, inciso da un articolato reticolo idrografico caratterizzato da profonde valli con versanti ad elevata pendenza che delimitano creste in cui ancora si riscontrano le morfologie rotondeggianti dell altopiano silano. Il questo settore il Fiume Neto registra una brusca variazione di direzione da N 50 a N 90 alla quota di m s.l.m. ed infine verso N alla quota di m sl.m rimanendo costante fino alla quota di 200 m s.l.m. Il segmento fluviale lungo circa 48 km ed una pendenza media del 2,3% riceve le acque dei Fiumi Arvo, poco a sud di San Giovanni in Fiore alla quota di 820 m s.l.m., e del Fiume Ampollino alla quota di 380 m sl.m. Il Fiume Neto tra le quote di e m s.l.m è caratterizzato da morfologie sinuose con pendenze medie del 1%. A valle di quota m s.l.m. fino a 200 m s.l.m. il fiume presenta una morfologia a meandri incassati all interno di una valle con versanti ad elevata pendenza. La pendenza dell asta principale varia da circa il 3% ad un massimo del 5% nel settore 20

51 compreso tra i 600 e 800 m s.l.m. e con un settore intermedio, immediatamente a valle della confluenza con il fiume Arvo tra gli 820 ed 800 m s.l.m. con una pendenza media del 1,25% per circa 2,0 km. La zona superiore rappresenta per caratteristiche pluviometriche e geolitologiche il subbacino che maggiormente contribuisce in termini di portata liquida e solida. Il carico sedimentario costituito da ciottoli, ghiaie, e sabbie che vengono trasportati velocemente verso valle. Alla quota di circa 250 m, il Fiume Neto ruota in senso antiorario da N130 a N 90 e l alveo si amplia perdendo il carico sedimentario formando un ampia conoide. In questo settore sino alla quota 100 m s.l.m. assume una morfologia braided che evolve rapidamente a sinuoso-meandriforme con barre fino alla quota di 25 m s.l.m. La brusca variazione della morfologia fluviale è accompagnata da una netta diversificazione del paesaggio, caratterizzato da una vegetazione arborea di tipo mediterraneo ed una morfologia in cui si contrappongono versanti sub-verticali ad aree collinari con pendii a debole pendenza. Questa area costituisce la zona intermedia del bacino idrografico in cui affiorano gli ammassi rocciosi sedimentari miocenici-pliocenici (arenarie, conglomerati, gessi marne ed argille) e dai terreni sabbioso-ghiaiosi e pelitici pleistocenici. Il substrato è caratterizzato da una pemeabilità media con valori elevati nei complessi sedimentari arenacei-conglomeratici (formazione di San Nicola e formazione di Zinga) e soprattutto in quelli gessosi (formazione evaporitica inferiore) dove si sviluppa un complesso sistema carsico, a bassi in corrispondenza delle successioni pelitiche-marnose (formazione del Ponda, Argille Varicolori, Post-evaportico e formazione delle argille marnose dei Cavalieri). Il Fiume Neto scorre in modo asimmetrico rispetto al bacino idrografico attraversandolo lungo il bordo meridionale. Dai versanti meridionali provengono una serie di torrenti tra cui i principali sono il Torrente Cipodero e Ganga che drenano una superficie complessiva di circa 79 km 2. Da Nord le acque degli affluenti confluiscono nel Fiume Lese che rappresenta con i suoi 260 km 2 di superficie del bacino idrografico il principale affluente del Fiume Neto. Il Neto scorre all interno di una valle a fondo piatto con una sezione larga da circa 0,5 km (Monte Meriste, Timpa del Salto) tra Belvedere di Spinello e Altilia ad un massimo di 1,5 km in località Scirropio di Rocca di Neto (45 m s.l.m.) e con valori medi di 1,1 km. L alveo ha una morfologia sinuosa con barre e con settori a canali intrecciati. La sezione idraulica ha 21

52 un ampiezza compresa tra 150 e 300 m delimitata lungo il lato sinistro da argini artificiali discontinui a protezione della SS 107. Il segmento ha una lunghezza complessiva di circa 21,1 km con una pendenza media dello 0,94%. Nella porzione più elevata, compresa tra le quote di 125 m e 225 m s.l.m. si registra un progressivo aumento della pendenza da 1% al 4,3% a causa della presenza di un conoide alluvionale con pendenza media lungo l asse centrale del 1,5%. La zona inferiore si sviluppa da quota 25 m s.l.m. sino alla foce posta a circa 12 km a nord dalla città di Crotone. L area è costituita da terreni sciolti o poco addensati e debolmente cementati di età pleistocenica costituti da principalmente marne, argille e limi a permeabilità bassa e molto bassa (fm delle argille marnose di Cutro) seguite verso l alto da sabbie e ghiaie (Molassa di Scandale) a permeabilità elevata. Il fiume assume una morfologia meandriforme e riceve in sinistra idrografica le acque di numerosi piccoli impluvi caratterizzati nel settore di testata da peculiari morfologie calanchive e dal Fiume Vitravo che rappresenta il secondo più importante affluente del Fiume Neto con un bacino idrografico pari a circa 92,5 km 2. In destra idrografica, il Torrente Talesi (canale artificiale) orientato parallelamente al Fiume Neto, capta gli impluvi provenienti dalle colline di argillose della parte settentrionale dei territori comunali di Scandale e Crotone e sfocia a circa 4,3 km a sud dalla foce del Fiume Neto. L alveo scorre all interno di una valle a fondo piatto ampia sino a 2,5 km in corrispondenza della confluenza con il Fiume Vitravo e delimitata da colline che non superano i 100 m s.l.m. di quota. L alveo è delimitato da argini artificiali continui con una sezione ampia da 200 a 430 m circa fino alla confluenza con il fiume Vitravo. A valle della confluenza, la sezione ha un ampiezza costante di circa m fino a circa 1,6 km dalla foce dove si amplia progressivamente fino a 800 m, formando un piccolo sistema deltizio di tipo arcuato. 22

53 4. Variazioni dei caratteri morfologici dell alveo L analisi geologica locale e geomorfologica ha permesso di evidenziare alcune importanti variazioni morfologiche dell alveo già in parte evidenziate nel paragrafo precedente attraverso una suddivisione in tre Zone, Superiore, Intermedia ed Inferiore. Tuttavia per un maggiore dettaglio è stato eseguito uno studio ed analisi su base cartografica, attraverso l analisi preliminare della documentazione cartografica storica e di documenti cartografici moderni di seguito elencati: carta geologica della Calabria ( scala 1:25.000); aerofotogrammetria I.G.M. della Calabria (1985- scala 1:25.000); ortofoto (2000); Al fine di evidenziare e localizzare le ulteriori variazioni morfologiche verranno utilizzate le suddivisioni precedentemente descritte Zona superiore, Intermedia ed Inferiore che presentano un omogeneità geologica, geomorfologica e climatica. All interno di queste tre zone verranno di seguito analizzate le principali variazioni morfologiche. La zona superiore rappresenta la porzione del bacino idrografico che è stata per più tempo esposta ai processi di modellamento continentale. Secondo recenti studi il settore centrale del Massiccio Silano è soggetto a processi di erosione ed alterazione sin dal Miocene Medio che spiegano le morfologie rotondeggianti dei rilievi e dei profondi orizzonti di alterazione delle rocce metamorfiche e granitiche. Nell era quaternaria la Sila ha registrato le variazioni climatiche dei periodi interglaciali e glaciali con climi tropicale, temperato, glaciale, periglaciale, temperato freddo e temperato caldo. Tuttavia la presenza dei ghiacciai si è limitata ad alcuni settori del complesso montuoso di Monte Botte Donato (Boenzi F. & Palmentotola G., 1974) (Figura 7). 23

54 Figura 7 Depositi morenici lungo il versante NW di M.te Botte Donato riferibili al Wurm. (da Boenzi F. & Pantameola, 1974). In epoca storica nella zona superiore del bacino idrografico del Fiume Neto la principale variazione morfologica è rappresentata dalla costruzione dei tre bacini artificiali dei laghi Ariamacina a nord, Ampollino a sud ed in posizione intermedia il lago Arvo. I laghi furono costruiti dalla in epoche differenti i laghi Arvo ed Ampollino rispettivamente nel e mentre il lago Ariamacina tra il 1953 e Il settore intermedio rivela ancora la presenza di morfologie che indicano di processi di modellamento areali del tutto simili a quelli osservati nella zona superiore su cui si sovrappongono processi più recenti di erosione lineare e gravitativi. Nel settore inferiore il Fiume Neto occupa una piccola porzione, circa 300 m, del fondo valle ampio mediamente 1,1 km. I terreni del fondo valle sono costituiti da principalmente da ghiaie e sabbie grossolane riferibili a depositi di canale e barre connessi a pattern di tipo 24

55 braided mentre l attuale morfologia è di tipo sinuoso con barre laterali e longitudinali con singoli settori a morfologia braided. Questa mutazione è probabilmente da ricondurre alla diminuzione della piovosità annuale ed all uso delle acque di alveo e dell acquifero all interno del terreno alluvionale. Le variazioni descritte sono connessi ad eventi localizzati o a periodi relativamente molto antichi e mascherati dai processi antropici. La porzione terminale del settore inferiore, ingloba il sistema deltizio e rappresenta l unità morfologica del bacino idrografico del Fiume Neto che meglio registra le variazioni planoaltimetriche. Al fine di quantificare tali variazioni è stata integrata la documentazione cartografica attraverso l utilizzo dei seguenti documenti: ortofoto del 2003; ortofoto estratta da Google Earth del 2004; ortofoto estratta da Google Earth del 2008; appositi rilievi del L utilizzo di cartografie vettorializzate e georeferenziate di un intervallo temporale di circa 56 anni ha fornito importanti elementi in termini di variazioni di linee di costa ed in generale di evoluzione del sistema deltizio. Il sistema deltizio arcuato del fiume Neto conserva nella parte terminale la presenza di un meandro abbandonato denominato Neto Vecchio. Studi sedimentologici e morfobatimetrici condotti negli anni nel 1992 da Pennetta M. e nel 2002 da Bernasconi, M.P., Critelli S., Le Pera E., Randazzo G. & Amore C. individuano a sud dell attuale delta un secondo sistema. Il sistema antico si estende per circa m dalla costa ed è caratterizzato nella porzione sommersa da un settore superiore con un pendio continuo per circa m dalla costa, senza interruzione fino all isobata di 20 m ed una pendenza compresa tra 1,2 e 1,6%. Alla quota di circa 20 m si registra un aumento della pendenza che registra valori compresi tra 5,0-5,2% (Figura 8). 25

56 Figura 8 Stralcio della Carta geologica della calabria scala 1: su base topografica del Nel riquadro in basso a destra foto satelliatre (da Google Eart 2008). Il raffronto delle foto evidenzia l utilizzo intensivo ad uso agricolo del sistema deltizio in cui rimane ancor oggi il relitto di un meandro ben evidente nella Carta geologica denominato Vecchio Neto. L attuale sistema deltizio si protende verso il largo per circa m con una profondità massima di 100 m mentre verso nord a circa dall attuale foce si registra un infittimento delle isobate con una profondità di 100 m raggiunta a circa 500 m dalla linea di riva. L analisi delle variazioni di linea di riva identificano in questo settore i picchi di maggiore arretramento della linea di riva probabilmente connessi a mobilizzazioni di massa al ciglio della scarpata. 5. Barre fluviali Le variazioni morfologiche del Fiume Neto permettono di definire tre differenti zone. La variabilità è prodotta da una combinazione di fattori geologici e geomorfologici nonché climatici ed antropici. Nell ambito di ogni zona il fiume possiede un propria dinamica, definita da processi di erosione, trasporto ed accumulo che identificano un ambiente sedimentario. In tale contesto gli interventi antropici e/o rapide variazioni climatiche (scala decennale) possono innescare una rapida evoluzione dell ambiente sedimentario. 26

57 Le barre fluviali sono accumuli sedimentari all interno dell alveo che rispondono rapidamente in termini sedimentologici e morfologici alle variazioni della portata liquidasolida, pendenza e dimensioni dell alveo ed in generale ai cambiamenti dell ambiente sedimentario. I sistemi di barre del Fiume Neto si concentrano nella zona inferiore del bacino idrografico al di sotto di quota 200 m s.l.m. Si riconoscono e diverse tipologie di barre connesse ad altrettanti pattern morfologici del fiume. Il pattern braided caratterizza due distinti settori compresi tra le creste di Serre di Altilia e M.te Meriste (Foto 9 e 10) tra le quote di 75 e 90 m e tra le quote di 200 e 100 m s.l.m. in corrispondenza della vasca di compenso connessa alla centrale idroelettrica di Calusia (Foto 11, 12 e 13). Le barre hanno un sviluppo parallelo all asse del fiume con forme allungate ed a losanga e sono caratterizzate da un elevata mobilità laterale. La presenza di una fitta vegetazione arborea identifica barre parzialmente stabilizzate. La presenza della vasca di compenso della centrale idroelettrica di Calusia e della traversa fluviale della Syndial attiva saltuariamente e delle opere di scavo all interno dell alveo, modificano la dinamica fluviale e dei processi di erosione, trasporto ed accumulo dei sedimenti alluvionali che non rispondono ad un equilibrio naturale. Foto 9 Vista verso NW dal ponte di Pietralunga del sistema di barre longitudinali durante una fase di apertura della paratia (da Google 2008). 27

58 Foto 10 Vista dall alto del Fiume neto in corrispondenza della confluenza del Fiume Lese. In primo piano attività antropiche che modificano la morfologia e la dinamica idraulica del fiume. (da Google 2008). Foto 11 Vista verso NE del sistema di barre connesse alla morfologia braided nei pressi di località Campodanaro (da Google 2008). 28

59 Foto 12 Vista dall alto del sistema a braided in prossimità della centrale idroelettrica di Calusia (da Google 2008). 160 m 950 m Foto 13 Vista dall alto verso NE. In primo piano la zona di accumulo dei sedimenti (conglomerati e sabbie) all uscita della gola di Ponte Coniglio. La vasca di compensazione ( m 3 ) ad uso irriguo, industriale determina un forte restringimento della sezione (da Google 2008). 29

60 Il pattern sinuoso con barre rappresenta la morfologia più rappresentativa del Fiume Neto. Si tratta di una morfologia caratterizzata dalla presenza di barre laterali contigue agli argini e da saltuarie barre trasversali mentre nei settori a maggiore sinuosità si formano meandri (Foto 14 e 15). Foto 14 Vista dall alto del sistema di barre laterale nei pressi del ponte della SP 24 (da Google 2008). Barra laterale inattiva Solco erosivo Barra laterale attiva Foto 15 Vista verso NW dal ponte dalla SP 24. Particolare del sistema di barre laterali. In primo piano barra attiva e sulla destra scarpata di erosione. 30

61 Il pattern meandriforme caratterizza la porzione di fiume compresa tra la foce e la quota di 20 m s.l.m.. In questo settore prevalgono le barre di meandro che si formano lungo il lato concavo del meandro sono spesso associate a barre laterali (Foto 16 e 17). Nel sistema deltizio sono ancora presenti relitti di meandri con associate le relative barre. L attività agricola ha quasi completamente obliterato questi relitti morfologici. Le barre laterali e di meandro si trovano all interno dell alveo delimitato da argini. Si tratta di corpi mobili ghiaioso-sabbiosi che svolgono un azione fondamentale di protezione morbida degli argini e di controllo del deflusso delle acque in condizioni di magra e di portata massima. Il crescente utilizzo a fini agricoli con interventi di stabilizzazioneprotezione e di utilizzo come cava, determinano una riduzione del carico sedimentario di alimentazione del sistema costiero, ed innescano variazioni morfologiche (rettificazione dell alveo) con lo sviluppo di processi (ad esempio erosioni lungo il lato convesso) indipendenti dall equilibrio morfo-idraulico naturale del Fiume Neto che possono determinare processi di in stabilizzazione delle opere di regimazione idraulica (argini e briglie). argini Barra longitudinale Barra laterale Foto 16 Vista verso SW dal ponte della SS 107 in prossimità di Rocca di Neto. Barra longitudinale e laterale in sx idrografica nella fase di magra dopo una piena fluviale (da Google 2008). 31

62 Figura 17 Vista da google del settore meandrifome a monte della confluenza con il fiume Vitravo.Il sistema di barre di meandro e laterali viene utilizzato a scopi agricoli. (da Google 2008). 32