Ideazione e Coordinamento Tecnico: Dott. Leonardo Zan

INQUADRAMENTO GEOLOGICO E GEOMORFOLOGICO



Fig. 2. Carta geologica dell'area in studio (Autori Vari, 1991)

Le formazioni affioranti nell'area interessata appartengono alla Successione Umbro-marchigiana della quale affiorano i termini più recenti, dal Miocene al Pliocene medio. Data la numerosa bibliografia esistente sulla geologia dell'area, cui si rimanda, verrà fornita solo una breve sintesi descrittiva della litologia locale delle formazioni affioranti. La formazione più antica dell'area é il cosiddetto Schlier del Langhiano-Serravalliano. E ' essenzialmente costituita da marne biancastre alla base e grigiastre al tetto, con contenuto argilloso maggiore verso l'alto della serie. La frattura è spesso concoide e la stratificazione è assai poco netta e solo segnata dal diverso contenuto calcareo. Formazione facilmente erodibile soprattutto per crioclastismo. Lo Schlier affiora sul versante sinistro della piana, in località Cuccurano al nucleo di una stretta dorsale anticlinalica fortemente fagliata.
Allo Schlier succedono verso l'alto le formazioni messiniane della Gessoso Solfiera e dei Colombacci; la prima è costituita da diverse facies il cui studio ha portato a definire una morfologia molto varia, formata da depressioni strette ed allungate, separate da dorsali più o meno continue (Savelli e Wezel,1978). Una delle facies più caratteristiche e note della Gessoso Solfiera è Il Tripoli, in quanto al suo interno si rinvengono ovunque abbondanti resti di pesci e vegetali. Tale unità è prevalentemente costituita da marne siltose di colore grigio verde entro cui sono intercalati diatomiti biancastre, laminate, ricche di resti di pesci, spicole di spugna, rari vegetali. L'area di sedimentazione del Tripoli apparteneva alla zona marginale occidentale del Bacino di Monteluro-Monte delle Forche, a SW era ubicata la dorsale di Fontecorniale forse non ancora emersa ma attiva tettonicamente. L'ambiente era quello marino litorale, a volte in condizioni parzialmente stagnanti, con salinità non molto diversa dall'attuale. La costa non doveva essere lontana date le numerose foglie che si ritrovano fossili nei sedimenti. Segue la Formazione a Colombacci (Messiniano medio-superiore) in questa zona prevalentemente arenacea, talvolta a stratificazione incrociata, con facies sempre più grossolane man mano che si procede verso l'attuale Adriatico. Dal punto di vista ambientale, l'innesco della sedimentazione terrigena sembra legato ad un ringiovanimento della morfologia delle dorsali accompagnato da un approfondimento del bacino deposizionale. Il livellamento delle irregolarità bacinali porta ad una sedimentazione argillosa. L'instaurazione di vaste aree a fondo piatto, ricoperte da una lama di acqua stagnante determina la deposizione carbonatica dei "colombacci".
Le sovrastanti formazioni plioceniche sono caratterizzate da litofacies argillose e sabbiose, come di seguito elencate: Pliocene inferiore argilloso: è rappresentato da argille marnose azzurre siltose e talora lievemente sabbiose che occupano con continuità il versante destro e il fondovalle, dove sono ricoperte dalle alluvioni pleistoceniche. Presentano caratteristiche di permeabilità ridotta o praticamente nulla che condizionano l'idrogeologia della bassa vallata. Pliocene inferiore sabbioso: è caratterizzato da sabbie ed arenarie debolmente cementate di colore giallastro, ben stratificate e con numerose e sottili intercalazioni argillose che affiorano in sinistra valliva nelle adiacenze di Rosciano ed in destra sui rilievi di San Costanzo. Pliocene medio argilloso: è rappresentato da argille marnose azzurre siltose e talora lievemente sabbiose. Pliocene medio sabbioso: è caratterizzato da sabbie ed arenarie debolmente cementate di colore giallastro, ben stratificate e con numerose e sottili intercalazioni argillose.


Fig. 3. Sezione trasversale schematica della bassa valle del fiume Metauro
mostrante la distribuzione dei terrazzi vallivi (Borraccini et al., 2002).

Le ricerche sinora effettuate sulla complessa storia tettonica dell'area hanno portato e diverse e spesso contrastanti ipotesi di evoluzione strutturale dell'area di studio, soprattutto per quanto riguarda la neotettonica. Tuttavia, recentemente per merito di numerose e dettagliate ricerche strutturali, sismologiche e geomorfologiche (Boraccini et al., 2002; Savelli et al.,2002; Di Bucci et al.,2003) si è riusciti a caratterizzare faglie recenti sia nel substrato pre-Quaternario, sia nei depositi alluvionali del Pleistocene superiore - Olocene. Tali strutture sembrano ricollegarsi a movimenti tettonici del substrato che hanno esercitato un controllo molto importante sull'evoluzione quaternaria dell'area. Il ruolo dell'analisi geomorfologica si è dimostrato importantissimo non solo nel settore della neotettonica ma anche nella comprensione degli eventi climatici ed eustatici che hanno necessariamente influenzato la forma, gli spessori di materiale alluvionale e l'evoluzione della piana stessa. Gli elementi morfologici più significativi della bassa valle del F. Metauro sono i terrazzi fluviali (fig.3) che ci forniscono preziose indicazioni sulla cronologia relativa degli eventi che hanno portato il truogolo vallivo del Metauro alternativamente ad approfondirsi e riempirsi di sedimento. La bassa valle del F. Metauro presenta una serie di terrazzi vallivi distribuiti su almeno una decina di livelli principali (NESCI et al., 1990, 1992 e 1995; FANUCCI et al., 1996). Questi sono riconducibili alle due tipologie di base (cfr. BULL, 1992) dei terrazzi d'erosione e dei terrazzi con deposito. I primi, riferiti al Pleistocene medio e suddivisi in numerosi livelli distinti, sono diffusi a quote più elevate sul fondovalle. I terrazzi con deposito del Pleistocene superiore-Olocene antico, si trovano, invece, a quote non superiori a 160 m circa sull'attuale fondovalle. I depositi associati a questi terrazzi sono distribuiti su quattro livelli principali, essendo il 1° ordine "tradizionale" rappresentato da due eventi principali (NESCI et al., 1990). Dal punto di vista genetico, in accordo con quanto noto dalla letteratura scientifica (cfr. BULL, 1992), sono stati interpretati come probabilmente tettonici i terrazzi d'erosione e come tettono-climatici quelli con deposito (NESCI et al., 1995; FANUCCI et al., 1996). I profili longitudinali delle antiche piane di fondovalle (in particolare delle unità con deposito, più continue e meglio correlabili) mostra un sostanziale parallelismo fra i vari livelli, che risultano pertanto sostanzialmente indeformati nell'intero bacino del fiume Metauro (cfr. NESCI et al., 1990; FANUCCI et al., 1986; MAYER et al., 2001). Ciò favorisce l'ipotesi che l'attività deformativa di tipo compressivo doveva essere conclusa dal Pleistocene medio e sostituita con un'attività di sollevamento verticale con qualche locale basculamento. La peculiarità morfologica della bassa valle del F. Metauro è la distribuzione asimmetrica dei terrazzi, che per lunghi tratti vallivi sono vistosamente più sviluppati sul versante settentrionale e praticamente assenti sul versante opposto (Fig. 4). Sul primo è infatti presente la serie completa dei terrazzi con deposito del Pleistocene medio e superiore; al di sopra di essi compaiono estesi e diffusi terrazzi d'erosione. Nella piana del Pleistocene superiore-Olocene le alluvioni fluviali sono distinte in due ordini principali di terrazzi: quello topograficamente più alto (T3) che si sviluppa quasi interamente a sinistra dell'alveo attuale, se si esclude una breve estensione a destra in prossimità della foce, e quello più basso (da alcuni Autori indicato con T4) che ha delimitato in pratica l'alveo di piena fino alla più recente arginatura del fiume. Il primo ordine (T3) è formato da più cicli sovrapposti che hanno deposto alluvioni con uno spessore che varia dai circa 15 metri, in prossimità dell'area in cui scorre il Rio Secco (in corrispondenza della Chiusa Albani), fino a raggiungere i 50 metri circa vicino alla costa, dove la sua larghezza supera i 3.5 km. Il secondo (T4) raggiunge una larghezza di quasi 2 km in prossimità della foce, mentre è pressoché assente in vicinanza della Chiusa Albani (Elmi et al., 1981).Tale classificazione è stata però recentemente ridiscussa da Nesci et al., 1990, e Nesci & Savelli, 1990 e 1991, soprattutto per quanto concerne la nomenclatura delle forme terrazzate e la suddivisione degli ordini.
Attualmente l'alveo del fiume scorre pressocchè rettilineo negli ultimi dieci chilometri dalla foce ed è fortemente spostato verso sud-est andando ad erodere il ripido versante sud orientale producendone il rapido arretramento. Tale caratteristica è comune a gran parte delle valli emiliano-romagnole e marchigiane per le quali è stato ipotizzato un generale basculamento del substrato (Lipparini, 1939; Crescenti, 1972). Anche la successione dei paleoalvei incisi nel substrato indica questo progressivo spostamento dell'alveo verso NE: le quote assolute del substrato crescono infatti andando da sinistra verso destra, dove oggi il fiume incide nuovamente e per un tratto notevole le argille marine plioceniche (Elmi et al., 1981).

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Fig. 4. Parte terminale della piana alluvionale del Metauro (da Nesci & Savelli 1994)

Risalendo verso monte il corso del Metauro torna ad essere simmetrico rispetto la propria piana anche se la disposizione dei terrazzi più antichi è ancora asimmetrica. In corrispondenza della struttura di Serrungarina il fiume è fortemente controllato dalle faglie e fratture formando anse rettilinee e corso tipicamente rettangolare. L'analisi geomorfologica della piana ha evidenziato altri importanti elementi del paesaggio: paleomeandri, dossi paleoalvei. Già precedentemente uno studio sulla porzione terminale della piana del Metauro (Errede,1991) aveva individuato una micromorfologia della superficie deposizionale del corpo alluvionale che evidenziava un forte rimodellamento del livello del terrazzo pleistocenico. Lo studio fotogeologico effettuato nella presente ricerca ha confermato l'esistenza di un microrilievo e apportato ulteriori dati. Sono stati infatti individuati nei dintorni di Lucrezia evidenti paleoalvei presumibilmente di canali intrecciati e resti di paleomeandri di età più recente. Tutte queste forme non compaiono più verso valle a causa dell'apporto laterale dei corsi d'acqua in sinistra che con le loro conoidi limoso argillose hanno cancellato le strutture alluvionali della piana. Anche il rimodellamento antropico (costruzione del Canale Albani, intensa antropizzazione, cave, costruzione dell'aeroporto) ha modificato la struttura originale della piana e compromesso definitivamente una ricostruzione del paesaggio primitivo. Nella Carta Geomorfologica sono rappresentati sia gli elementi geomorfologici fondamentali rilevati sulla piana alluvionale e sui terrazzi (dati inediti del presente studio) sia i dati sul dissesto gravitativo acquisiti precedentemente dalla scrivente per il PPDI della Provincia di Pesaro e Urbino e il PAI. Tali dati sono stati acquisiti nell'ambito della partecipazione alla redazione del PIANO PARTICOLAREGGIATO dei DISSESTI (PPDI) redatto dalla Provincia di Pesaro e Urbino (2000-2001). Il PPDI, in particolare, ha avuto, come obiettivo principale, l'individuazione e la classificazione sistematica di quelle forme del territorio che sono legate a fenomeni franosi recenti o antichi che caratterizzano il territorio provinciale e ha cercato di fornire un quadro analitico e completo della tipologia dei movimenti gravitativi e lo stato di attività dei medesimi. La cartografia dei dissesti è stata ulteriormente aggiornata con i rilevamenti inediti cartografati durante l'esecuzione della presente ricerca. Sulla base di tutti gli elementi che sono stati acquisiti è stata redatta la carta geomorfologica. In questa fase è stato molto utile l'ausilio della fotointerpretazione.

    Gli elementi che sono stati mappati sono:
  • terrazzo T1;
  • terrazzo T2;
  • terrazzo T3;
  • terrazzi di erosione;
  • scarpate;
  • superfici strutturali;
  • aree di dissesto (esposte diffusamente nei paragrafi precedenti);
  • valli asimmetriche;
  • limite della piana esondabile;
  • aree di erosione;
  • incisioni;
  • fasce di detrito;
  • conoidi;
  • cordoni alluvionali;
  • cordoni litorali.

I terrazzi vallivi sono gli elementi geomorfologici più importanti della bassa valle del fiume Metauro. Nell'area esaminata si individuano sia i terrazzi d'erosione che quelli di deposito. I primi sono stati cartografati soprattutto in prossimità di località Costa delle Balze di Ferriano (Fano), S. Angelo di Fano e Marotta piccola. I terrazzi di deposito sono riconducibili ai tradizionali 1°, 2° e 3° ordine e si trovano a quote non superiori ai 160 metri. I terrazzi del 1° ordine sono discontinui e poco preservati, quelli del 2° ordine sono più continui e sono rappresentati soprattutto in sinistra idrografica, mentre i depositi alluvionali del 3° ordine sono i più estesi e meglio preservati. Una peculiarità geomorfologica della bassa valle del fiume Metauro è, infatti, rappresentata dalla distribuzione asimmetrica dei terrazzi, che per lunghi tratti vallivi sono molto più sviluppati su uno soltanto dei due versanti e poco rappresentati o assenti sul versante opposto (Borraccini et al., 2002). La fotointerpretazione ha decisamente aiutato nell'individuazione di alcune valli asimmetriche che si ritrovano in località Le Cannelle di Pontemurello (Lucrezia di Fano), in località Case Panicali, in prossimità di Le Balze di Ferriano, e in località Case della Congregazione (Caminate di Fano). All'interno della vasta piana del Metauro, che si allarga a ventaglio in prossimità di Calcinelli, i depositi alluvionali del 3° ordine sono quelli meglio preservati. All'interno di tali depositi sono state rilevate numerose scarpate che delimitano anche due paleoalvei individuati in prossimità di case Longarini (Depuratore della Cerbara di Fano) e di Vallato Vecchio. Altri elementi presenti nella piana sono rappresentati da cordoni sabbiosi nelle località di ValMetauro e di La Borgognina del Rio, da cave non più sfruttate in prossimità di Carrara e di Pontemurello (Lucrezia di Fano) e da fossi particolarmente incisi, quali il Rio Secco e il Rio Gallera. Le conoidi alluvionali principali si incontrano all'altezza di Cuccurano e di Rosciano. Appartengono, infatti, alla fase di aggradazione delle alluvioni del 3° ordine, che sono quelle più estese e meglio preservate (Nesci & Savelli, 1991). I versanti sono interessati da alcune superfici strutturali presenti sia in sinistra idrografica all'altezza di Pontemurello che in destra all'altezza della Costa delle Balze di Ferriano. Il versante in destra idrografica, in particolare, all'altezza della Costa delle Balze, è caratterizzato da un paesaggio a cuestas. Si ritrovano, infatti, una serie di forme calanchiformi che probabilmente subiscono un controllo di tipo strutturale, anche se le osservazioni condotte non hanno portato per ora alla rilevazione di faglie. Le aree di dissesto sono quasi totalmente poco acclivi e caratterizzate da terreni argilloso-marnosi e argilloso-sabbiosi. I dissesti interessano sia la coltre di degradazione del substrato (colate e scivolamenti relativamente superficiali), sia la parte più superficiale, alterata, del substrato stesso (frane complesse, scivolamenti-colate profondi e di grande estensione). Per quanto riguarda la zona collinare più vicina alla costa, in particolare, si individuano soprattutto fenomeni di erosione intensa e diffusa e sviluppo di calanchi. I fenomeni, inoltre, sono aggravati dalla acclività dei versanti e dalla assenza di vegetazione e sono legati soprattutto all'azione degli agenti esogeni che determinano il deterioramento delle caratteristiche geomeccaniche del litotipo argilloso. Si evidenziano, inoltre, anche alcuni dissesti legati alla dinamica fluviale. Lungo i corsi d'acqua le principali forme di dissesto idrogeologico sono dovute a fenomeni di erosione laterale operata dalle acque correnti. Tale azione si intensifica in maniera particolare lungo i tratti meandranti e sinuosi e spesso evolve in situazioni di instabilità delle sponde o delle scarpate che le sovrastano. In questo modo si innescano fenomeni gravitativi più o meno estesi, che, oltre ad aumentare l'instabilità delle zone prossime alle sponde, talvolta provocano disequilibri nel regolare deflusso delle acque, con la parziale o totale ostruzione della sezione di deflusso.

Tutores: Prof.ssa Olivia Nesci · Dott. Gianluca Patrignani
Relazione di: Dott.ssa Daniela Mencucci (Università degli Studi di Urbino "Carlo Bo")