5 Il metodo modulare: applicazione

Ubicazione area di studio

In questa sezione verranno presentate due applicazioni pratiche del metodo modulare. Le due aree di sperimentazione sono entrambe ubicate nell’Appennino modenese: la prima nella vallata del torrente Ospitale, la seconda nella vallata del torrente Fellicarolo (Figura 27). Le estensioni areali sono rispettivamente 7 e 27 km2.

5.1 Inquadramento geologico e geomorfologico

5.1.1 Inquadramento geologico delle vallate dei torrenti Ospitale e Fellicarolo

Nell’area dell’alto Appennino modenese affiorano prevalentemente rocce appartenenti alla facies torbiditica del dominio toscano (Bettelli et al, 1987a; Gelmini, 1992). Queste torbiditi, che si sono sedimentate tra l’Oligocene medio-superiore e il Miocene inferiore-medio, costituiscono attualmente l’ossatura di questo tratto appenninico (Bruni & Pandeli, 1990). Da un punto di vista strutturale, nell’area sono state individuate due unità tettoniche, separate da una superficie di sovrascorrimento di importanza regionale: la Falda Toscana e l’Unità Cervarola-Falterona (Bettelli et al, 1987b; Abbate & Bruni, 1987). La Falda Toscana è costituita dalle formazioni del Macigno e del M. Modino; l’Unità Cervarola-Falterona dalle formazioni del M.Cervarola (CEV) e dalle Arenarie di M. Falterona. Il Macigno e le Arenarie di M. Modino affiorano nel versante toscano, le Arenarie di M. Cervarola nel versante emiliano; le Arenarie di M. Falterona sono esterne all’area di studio.
Nelle vallate dei torrenti Ospitale e Fellicarolo affiora prevalentemente la formazione del CEV (Figura 28). Lo spessore massimo rilevato in affioramento è di 1000-1500 m e l’età, dagli studi di Gelmini (1965) e Serpagli & Sirotti (1967) è risultata miocenica inferiore.
Questa formazione è costituita da torbide silicoclastiche con episodiche torbide calcarenitiche presenti prevalentemente alla base della successione (Bertacchini et al, 1987) e presenta caratteri omogenei sia lateralmente che verticalmente. Da un punto di vista stratigrafico (Bertacchini et al, 1987), nell’area di studio si possono individuare due intervalli: un intervallo basale, costituito da strati spessi 5-20 m (ascrivibili a facies di lobo di conoide) e un intervallo superiore costituito da strati di spessore decimetrico con intercalazioni di megaeventi di spessore metrico o decametrico (ascrivibili a facies di frangia). La relativa regolarità con la quale i megaeventi si intercalano all’interno della successione stratigrafica ha permesso a Sagri (1971) di individuare all’interno della facies di frangia 5 megaritmi ognuno caratterizzato da uno spesso strato basale seguito da una successione di strati più sottili. Gli spessori dei megaeventi sono metrici (raramente decametrici), la grana dell’arenaria basale è generalmente grossa ed usualmente la sequenza di Bouma risulta completa (facies Ta-e,Tb-e). Gli strati compresi fra i megaeventi hanno spessore medio di 58 cm, la grana basale media dell’arenaria è in prevalenza fine e le sequenze di Bouma più comuni sono Tc-e, Td-e.
Da un punto di vista litologico nella serie misurata da Sagri (1971) le arenarie e siltiti rappresentano il 25%, le argilliti il 50%, le calcareniti il 15% e le marne il 9%. Ogni sequenza termina con lo strato basale del ciclo successivo. A livello generale, lo spessore degli strati tende a diminuire verso l’alto stratigrafico.
Le formazioni del Macigno e M. Modino affiorano prevalentemente nella valle del torrente Fellicarolo. Analogamente al CEV, sono costituite da intercalazioni di livelli arenacei e pelitici in facies torbiditica. Il Macigno è il termine stratigraficamente inferiore: in questa formazione il rapporto A/P tende ad essere superiore all’unità e la granulometria basale degli strati è di frequente grossolana (Abbate & Bruni, 1987). Lo spessore degli strati oscilla mediamente fra 100 e 300 cm, con intercalazioni di megaeventi che possono raggiungere spessori nell’ordine delle decine di metri. Al tetto del Macigno è presente una intercalazione argilloso-calcareo-marnosa, interpretata come un olistostroma e cartografata in Figura 28 con il nome di complesso di base, che marca il passaggio con la formazione di M. Modino (Bruni & Pandeli, 1990). In questa formazione il rapporto A/P è circa uguale all’unità e lo spessore degli strati oscilla mediamente fra i 100 e 150 cm, con intercalazioni di megaeventi di spessore massimo di 15-20 m (Bruni & Pandeli, 1990). Gli stessi autori hanno inoltre segnalato differenze nella distribuzione delle sequenze di Bouma nelle due formazioni. Le facies Tb-d tendono ad essere più sviluppate nella formazione di M. Modino, mentre nel Macigno la facies Ta supera l’80% dello spessore dello strato in almeno il 50% degli strati. Per entrambe le formazioni lo spessore in affioramento, calcolato nell’area dell’Abetone, è di circa 1600 m (Bruni & Pandeli, 1990).
Le strutture tettoniche principali che interessano le vallate dei torrenti Ospitale e Fellicarolo sono due fronti di accavallamento di importanza regionale. A S è presente la superficie di sovrascorrimento che ha consentito l’accavallamento della Falda toscana sul CEV e a N la superficie di sovrascorrimento che ha permesso l’accavallamento del CEV al di sopra dell’Unità Sestola-Vidiciatico. Il sovrascorrimento che ha portato alla sovrapposizione della Falda Toscana sull’Unità Cervarola-Falterona è sicuramente la struttura tettonica che ha portato le maggiori deformazioni all’interno dell’area di studio: a cavallo di questo svincolo è presente infatti un’ampia fascia di strati verticalizzati e ribaltati. Un’altra fascia intensamente deformata è presente a cavallo del fronte di sovrascorrimento che ha portato alla sovrapposizione dell’Unità Cervarola-Falterona al di sopra dell’Unità Sestola-Vidiciatico. Questo contatto tettonico è però quasi completamente esterno alla zona studiata e pertanto l’influenza sull’area è molto modesta. Nella fascia compresa fra i due fronti di sovrascorrimento l’entità delle deformazioni è abbastanza contenuta: le strutture disgiuntive più diffuse sono faglie dirette, generalmente di rigetto modesto.
Da un punto di vista geodinamico le aree esaminate si trovano a cavallo fra il settore appenninico in compressione (settore padano) e il settore appenninico in distensione (settore apuano). Dagli studi effettuati da Scandone et al (1990), disponibili in versione aggiornata via Internet (http://emidius.itim.mi.cnr.it/GNDT/home.html), si può notare che l’area si trova compresa all’interno della zona sismogenica 34: per questa zona i meccanismi di rottura attesi sono misti, con prevalenza dip-slip, in accordo con il quadro geodinamico. Dal medesimo sito si può anche vedere che per il Comune di Fanano, il centro più prossimo alle aree investigate, la massima intensità macrosismica rilevata è 8 MCS.
Gli studi di Panizza et al (1978) e Istituto di Geologia dell’Università di Modena (1978) hanno segnalato la presenza, nell’area appenninica modenese, di chiare evidenze neotettoniche. In particolare, per quello che riguarda l’area di studio, sono stati individuati due sistemi di faglie principali: il sistema “faglie M.Cimone-Cresta del Gallo” e il sistema “faglie di Sestola-Fanano”. Il primo è costituito da una coppia di faglie orientate NO-SE con rigetto prevalentemente verticale che hanno formato nell’area di Fellicarolo-Riolunato un piccolo graben; il secondo è costituito da una fascio di faglie orientate NE-SO a componente prevalentemente verticale, eccettuato che per la faglia situata in corrispondenza del torrente Ospitale che ha rigetto orizzontale. I due sistemi sono riferiti il primo all’Olocene e il secondo al Würm.

Carta geologica schematica

Inquadramento geomorfologico delle vallate dei torrenti Fellicarolo ed Ospitale

Da un punto di vista geomorfologico all’interno delle vallate dei torrenti Ospitale e Fellicarolo è possibile individuare tre aree con caratteristiche ben definite (Figura 29): l’area di crinale, nella quale sono dominanti le forme di erosione glaciale; l’area immediatamente a valle dello spartiacque principale, caratterizzata da estesi accumuli morenici, e le restanti parti delle vallate, nelle quali le forme e i depositi glaciali lasciano il posto a forme e depositi dovuti principalmente all’azione della gravità e delle acque correnti.

Carta schematica delle coperture quaternarie Ospitale Fellicarolo

Forme e depositi glaciali

Le forme glaciali dell’Appennino settentrionale sono state oggetto di ripetuti studi iniziati fin dal secolo scorso (Sacco, 1893; Losacco, 1940, 1949) e sintetizzati da Losacco (1982). Nell’area oggetto del presente studio le forme erosive, in buona parte rimodellate da fenomeni postglaciali, sono costituite da circhi e conche di sovraescavazione.
Nella vallata dell’Ospitale i circhi meglio conservati sono quelli ubicati in corrispondenza di Cima Tauffi, passo della Croce Arcana e M.Spigolino. Le forme di accumulo sono rappresentate da depositi morenici, a volte organizzati in cordoni. Di interpretazione controversa risulta essere l’accumulo a valle de I Balzoni. Carton & Francavilla (1988) interpretano l’ampia fascia detritica compresa fra Capanna Tassoni e Ospitale come morenica nella parte alta e fluvio-glaciale nella porzione inferiore. Questa interpretazione risulta confermata anche da Carton et al (1992). Gelmini & Pellegrini (1969) attribuiscono invece l’accumulo ad una paleofrana in gran parte stabilizzata. Un recente sondaggio a carotaggio continuo (Pagotto, dati inediti) effettuato in prossimità del paese di Ospitale ha mostrato che lo spessore della copertura detritica ammonta a 73 metri. Questo spessore sembra eccessivo per una forma di accumulo glaciale in area appenninica tuttavia, la morfologia ondulata, la presenza di ristagni d’acqua in prossimità di Capanna Tassoni e la presenza a quote più elevate del circo de I Balzoni, portano a pensare che comunque almeno la parte superiore dell’accumulo sia costituita da depositi morenici. Pertanto, in attesa di indagini più approfondite, nella carta è stato indicato come accumulo per frana la parte inferiore del deposito e come accumulo morenico la parte superiore. Cordoni morenici sono segnalati a monte di Capanna Tassoni e in sinistra del Fosso dell’Acqua Grossa (Carton & Francavilla; 1988).
Nella vallata del Fellicarolo (vedi anche Figura 45) le forme erosive glaciali meglio conservate sono i circhi di Libro Aperto e Monte Lagoni: all’interno degli stessi è possibile osservare lembi di depositi morenici, a volte organizzati in cordoni. Le forme di accumulo più estese si trovano in località “La Presa”: i depositi morenici, di sicura interpretazione a monte, sfumano verso valle in detriti di versante.
In entrambe le vallate vi sono chiare evidenze di circhi glaciali sovrapposti, individuabili per via della presenza di profonde conche di sovraescavazione. Nella vallata dell’Ospitale gli esempi più evidenti sono visibili a valle dei circhi di M.Spigolino e Passo della Croce Arcana; nella vallata del Fellicarolo si possono osservare fenomeni analoghi a valle di Monte Lagoni.
Il limite delle nevi permanenti è stato calcolato da Losacco (1982) usando il metodo di Höfer: nelle fasi di massima espansione questo limite è stato collocato a quota 1463 m, mentre la quota più bassa di accumulo dei depositi a quota 1100 m. I valori calcolati per la prima e seconda fase stadiale sono rispettivamente 1380 e 1500-1575 m per quello che riguarda la quota dei depositi, e 1566 e 1625 m per quello che riguarda il limite delle nevi permanenti.

Forme e depositi dovuti alle acque correnti

Dall’età postglaciale fino ai giorni nostri, nell’area studiata il modellamento del paesaggio è avvenuto principalmente in seguito agli effetti dell’acqua corrente. Il recente sollevamento di questo tratto di catena appenninica ha generato una ripresa di erosione verticale e si è tradotto in una prevalenza delle forme erosive (scarpate fluviali) rispetto alle forme di accumulo (depositi alluvionali e conoidi). Le scarpate sono in gran parte attive, hanno altezza variabile da qualche metro fino a diverse decine di metri e sono ubicate a ridosso dei due collettori principali (torrenti Ospitale e Fellicarolo). Scarpate di altezza più modesta si possono osservare anche in prossimità dei fossi di ruscellamento che drenano le acque dei versanti delle vallate. L’elevata energia di trasposto dei due collettori principali ha ostacolato l’azione di deposito del materiale eroso: i conoidi di deiezione sono generalmente poco sviluppati e i depositi alluvionali, costituiti da ciottoli di dimensioni da decimetriche a metriche, sono presenti nell’area in lembi di potenza ed estensione ridotta. L’azione erosiva delle acque correnti, determinando un aumento dell’inclinazione media dei versanti, costituisce anche un contributo determinante per la dinamica dei processi dovuti alla gravità.

Forme e depositi dovuti alla gravità

Nell’area studiata i processi gravitativi hanno generato sia forme erosive che forme di accumulo. Le forme erosive sono rappresentate prevalentemente da scarpate; le forme di accumulo da detriti di versante e corpi di frana.
Le scarpate di frana e di degradazione sono di altezza variabile da qualche metro fino al centinaio di metri, sono ubicate a monte dei principali corpi di frana e delle falde detritiche e sono in buona parte attive.
Il detrito di versante, talvolta organizzato in falde o conoidi, è la forma di accumulo che arealmente occupa la superficie maggiore. Sebbene gli accumuli più potenti ed estesi siano ubicati ai piedi delle scarpate più ripide (come ad esempio ai piedi delle scarpate ad O del lago Pratignano, vedi anche Figura 32), coperture detritiche sono presenti anche al di sopra di pendii uniformemente inclinati (come ad esempio a monte del paese di Fellicarolo).
Le frane rappresentano un fenomeno arealmente diffuso. La maggior parte dei fenomeni rilevati sono inattivi e corpi di accumulo si presentano spesso rimodellati dall’azione delle acque correnti o ricoperti in parte da detriti. Arealmente le frane di detrito costituiscono la tipologia dominante. Altre tipologie rilevate sono i crolli, i ribaltamenti e gli scivolamenti. In accordo con gli studi di Gelmini & Pellegrini (1969), la maggior concentrazione di fenomeni franosi la si riscontra lungo il corso dei torrenti Ospitale e Fellicarolo: la causa è probabilmente da ricercarsi nell’effetto destabilizzante di scalzamento al piede operato dai corsi d’acqua.
Una forma morfologica di particolare interesse è costituita dallo sdoppiamento di cresta ubicato sul crinale in destra dell’Ospitale: la genesi di questo sdoppiamento, all’interno del quale si trova il lago Pratignano, è da imputarsi ad una frana per scivolamento lungo strato (Bernagozzi & Landuzzi, in prep.).
Gli studi di Pellegrini & Tosatti (1982), ripresi da Conti & Tosatti (1993), hanno messo in luce la correlazione fra eventi sismici e alcuni movimenti franosi avvenuti nella zona del Comune di Fanano. In particolare sono state studiate la frana di Caselle di Fanano e la frana di Fellicarolo. La prima avvenne nel 1952, la seconda, della quale è riportata notizia anche in Almagià (1907), si innescò nel 18° secolo e si riattivò più volte (http://wwwdb.gndci.pg.cnr.it/index.html) . In entrambi i casi il movimento franoso rimase confinato all’interno della falda di detrito però, mentre nel primo caso la superficie di scorrimento è ubicata al contatto fra letti detritici a diversa granulometria (debris slump, secondo Varnes (1978)), nel secondo è individuata al contatto fra detrito e roccia in posto (transitional debris slide, secondo Varnes (1978)).