1 Inquadramento geologico e geomrfologico
1.1 Geomorfologia della Val di Cecina
La valle del fiume Cecina è una depressione allungata prevalentemente in direzione Est-Ovest e si estende per circa 45 km all’interno della costa tirrenica. Il reticolo idrografico presenta una notevole dissimmetria in senso trasversale: gli affluenti di destra (lato nord) hanno corsi più brevi ed alvei con maggiore pendenza rispetto a quelli di sinistra (lato sud).
La parte alta del corso del fiume Cecina fino alla confluenza con il torrente Pavone attraversa il territorio della provincia di Siena e solo per un tratto limitato quello della provincia di Grosseto; dalla confluenza con il torrente Pavone fino a circa 2 km a monte di Cecina il bacino è compreso nella provincia di Pisa, ed il tratto prefociale, della lunghezza di poco superiore a 4 km attraversa la pianura costiera in provincia di Livorno, vedi figure 1.1 (a) e (b).
Figura 1.1 (a) – Area di studio.
Nel bacino del fiume affiorano sia le rocce che formano il substrato antico della Toscana marittima, sia i sedimenti fluvio-lacustri e marini (ciclo neogenico) di età compresa fra il miocene superiore ed il Quaternario.
Le rocce più antiche costituiscono l’ossatura delle dorsali e sono state piegate e deformate durante i movimenti tettogenetici che hanno determinato il sollevamento della catena appenninica e dei rilievi costieri della toscana meridionale. I sedimenti
del ciclo neogenico, in gran parte posteriori alle fasi orogenetiche, colmano le depressioni tettoniche; essi presentano solo deboli deformazioni degli strati ed in gran parte hanno una giacitura suborizzontale. (Mazzanti e Trevisan, 1979)
Lo spartiacque del bacino imbrifero del Cecina è rappresentato a Nord dalla dorsale che va dai monti di Castellina Marittima al colle di Volterra ed alle colline nei dintorni di Castel S. Gimignano; ad Est lo spartiacque segue il basso crinale che si estende dal Monte Pilleri al Poggio Casalone ed al Poggio di Pontieri e che separa l’alta Val di Cecina dalle valli dei fiumi Elsa e Merse; a Sud lo spartiacque del bacino ha un andamento più irregolare, seguendo la dorsale delle colline Metallifere, orientate in direzione Est-Ovest, con brevi salienti allineati in direzione Nord-Sud; ad Ovest il bacino è delimitato dalla dorsale costiera (Monte Pozzacchera, Poggio Casalone, Poggio Capanne) e resta aperto verso il mare in corrispondenza della soglia compresa fra Guardistallo e Riparbella. (Raggi e Bicchi., 1985)
La toscana marittima durante il Pliocene è stata interessata da importanti variazioni della linea di costa: il mare ha occupato per lunghi periodi gran parte delle aree oggi emerse, gli attuali maggiori rilievi costituivano isole o promontori.
Anche gran parte della Val di Cecina era sommersa nel Pliocene inferiore; solo in seguito alla regressione del mare, iniziata nel pliocene medio, è venuta a configurarsi una prima rete idrografica che nei tempi successivi ha subito variazioni anche notevoli, in conseguenza dei movimenti verticali delle terre e dei movimenti eustatici del mare.
Secondo una ricostruzione paleografica l’antico corso del F. Cecina aveva origini dalla dorsale di Monticano ed il suo ramo principale percorreva la depressione della valle del F. Feccia in senso Sud Est-Nord Ovest. Gli attuali rami che scendono dai rilievi delle Cornate, già emersi a partire dal pliocene inferiore, costituivano gli affluenti di sinistra dell’antico F. Cecina.
Seguendo la regressione del mare pliocenico all’interno della depressione tettonica che da Monticano si estende alla Val d’Era attraverso il bacino di Radicondoli Pomarance, l’antico corso del F. Cecina si è progressivamente esteso verso Nord Ovest e nel Pleistocene inferiore ha raggiunto la Valle dell’Arno. (Raggi e Bicchi, 1985)
In tempi successivi il sollevamento della dorsale di Volterra ha determinato la deviazione del corso del fiume Cecina verso Ovest ed ha favorito la cattura del suo tronco superiore, avvenuta per erosione regressiva di un corso d’acqua che scendeva
dalla dorsale costiera verso il litorale: si è così venuto a formare il tratto che attualmente corre in senso Est-Ovest, da Saline di Volterra al mare.
Anche i tratti salienti dell’orografia, come quelli della idrografia, sono la conseguenza diretta dei movimenti tettonici che hanno interessato la regione; le forme del terreno a scala minore sono invece in relazione con la litologia e con i fenomeni di alterazione e di erosione delle rocce.
Così le rocce litoidi massicce conferiscono al paesaggio un aspetto particolare: rilievi aspri, ripidi versanti e valli incassate, specialmente dove la compagine di insieme è buona, come nel caso dei calcari con stratificazione poco marcata e delle "ofioliti".
Le formazioni calcareo-marnoso arenacee stratificate danno origine a forme tondeggianti, con inclinazioni dei versanti relativamente modeste (25-30°) che si accentuano solo al piede, dove è più attiva l'erosione delle acque incanalate.
Le aree di affioramento dei complessi argillitico-marnosi sono caratterizzate da un paesaggio in cui deboli pendii sono interrotti da basse dorsali coperte su vasti tratti dalla macchia; i salienti corrispondono alle testate degli strati calcareo - arenacei più resistenti all'erosione, mentre gli impluvi raccolgono i detriti a forte componente argillosa che: danno origine a vaste colate gravitative.
Dove affiorano le formazioni sabbioso-argillose del ciclo neogenico (Miocene- Pliocene) le forme del terreno sono ondulate e le valli molto aperte. Sui versanti sono frequenti le frane di colamento ed i soliflussi. Questa morfologia è talora interrotta da brevi e ripidi salienti, costituiti da bancate ghiaioso - sabbiose intercalate alle argille.
Dove i banchi sabbioso-conglomeratici ed i calcari detritico organogeni formano lembi residui al tetto della argille, alla sommità delle colline sono evidenti superfici pianeggianti delimitate da ripide scarpate. (Raggi e Bicchi, 1985)
Le maggiori dorsali allungate in direzione appenninica sono il residuo delle strutture positive formatesi durante l'orogenesi, in gran parte smembrate dalla erosione: sono ancora particolarmente evidenti la “dorsale costiera” che chiude verso i1 mare il bacino del F. Cecina e la “dorsale interna” che lo delimita ad Est.
I gruppi di rilievi tra Monteverdi Marittimo e Castelnuovo Val di Cecina appartengono ad un sistema molto più complesso, che prende origine da un accentuato sollevamento locale dovuto alle intrusioni magmatiche al di sotto delle Colline Metallifere.
1.2 Caratteri geologici
Nel paragrafo precedente è stata schematizzata una successione di rocce riconducibili a due complessi: quello inferiore, che è stato definito il “substrato antico” della regione, costituito da rocce coinvolte nell'orogenesi appenninica; quello superiore, rappresentato da sedimenti, post-orogenetici pressoché indeformati e interessati dalle faglie di tipo distensivo che hanno provocato leggere deformazioni degli strati per trascinamento. (vedi figura 1.2).
In realtà le rocce del substrato antico poggiano a loto volta su un "basamento"
metamorfico paleozoico-triassico, formato da filladi e quarziti (“Verrucano s.1.”);
nel bacino del F. Cecina il basamento affiora solo in una piccola area nei pressi di Castelnuovo Val di Cecina, ma è stato incontrato nei sondaggi profondi eseguiti per la ricerca di vapore endogeno. (Lazzarotto, 1967).
Esaminando più in dettaglio la successione delle rocce si distinguono tre complessi sovrapposti nel seguente ordine:
IL COMPLESSO ANTICO, costituito da due gruppi di formazioni:
• formazioni calcareo - argillitico - arenacee della “Successione Toscana”
• formazioni prevalentemente argillitico-marnose, comprendenti anche strati calcarei e silicei e grossi ammassi di ofioliti della “Successione. Ligure”.
Figura 1.2 - Stratigrafia.
COMPLESSO NEOGENICO, rappresentato dai sedimenti Lacustri e marini del Miocene superiore e dai depositi marini del Pliocene.
IL COMPLESSO QUATERNARIO, costituito dai sedimenti marini della fascia costiera e dai depositi fluviali in vari ordini di terrazzi, all'interno delle valli maggiori.
Lo schema geologico-strutturale mostra la distribuzione areale dei complessi sopra elencati e le sezioni geologiche generali mettono in evidenza le strutture principali della regione. I lineamenti strutturali più marcati sono le due dorsali con direzione Nord Ovest-Sud Est, costituite dagli affioramenti delle rocce del substrato antico e delimitate da fasci di faglie dirette a direzione appenninica (Nord Ovest-Sud Est):
• La dorsale costiera si estende dai Monti di Chianti alle alture di Montecatini Val di Cecina ed ha la sua prosecuzione verso Sud Est nell'allineamento di colline che va da Guardistallo a Monteverdi Marittimo;
• La dorsale interna, le cui culminazioni sono i Monti di Iano, le alture di Poggio Cornocchio e di Monte Gabbro. Le aree morfologicamente depresse comprese tra questi due alti strutturali corrispondono a due bacini neogenici, colmati da sedimenti fluviali e marini;
• il bacino di Pomarance Radicondoli che ha la sua prosecuzione verso Nord Ovest in quello della Va1 d'Era;
• il bacino della media e bassa Val di Cecina cha ha un’ampia propaggine in direzione Est-Ovest.
La genesi dei sedimenti mio-pliocenici è collegata alle fasi distensive post tettogenetiche che hanno interessato la Toscana marittima e che hanno portato alla formazione di ampie depressioni delimitate da due sistemi principali di faglie dirette:
un sistema in direzione Nord Ovest-Sud Est ed un altro pressoché trasversale, in direzione Est-Ovest. (Mazzanti, Squarci, 1963)
All'interno di queste depressioni, nel Miocene superiore, si sono formati ampi bacini lacustri, testimoniati da ghiaie ed argille lignitifere; 1'ulteriore approfondimento di tali bacini ha permesso l'ingressione del mare, che ha invaso gran parte della Toscana meridionale formando ampi golfi, all'interno dei quali, è avvenuta la sedimentazione di grandi spessori di ciottolli, sabbie ed argille. Nel Miocene, superiore in seguito ad
un profondo cambiamento del clima in senso arido, nei bacini interni si sono depositati il gesso e il salgemma che attualmente formano strati intercalati a questi sedimenti
Nel Pliocene, con una nuova trasgressione, riprende la sedimentazione marina e contemporaneamente si accentuano le depressioni tettoniche, che favoriscono la deposizione delle argille grigie. (vedi figura 1.3).
Nel Quaternario antico gran parte della regione è emersa e la sedimentazione marina continua solo lungo la fascia costiera per una estensione massima di poco superiore a 10 km all’interno delle valli maggiori. (Lazzarotto, Mozzanti, 1978)
1.2.1 Il complesso antico
1.2.1.1 La successione Toscana
Nella parti alte delle valli del F. Cecina e del T. Pavone i rilievi delle Cornate sono costituiti dalle formazioni calcaree
mesozoiche (vedi figura 1.4a); ai calcari seguono, in continuità di sedimentazione, radiolariti e marne (“diaspri”), quindi argilliti varicolori (“scaglia rossa toscana”), che complessivamente rappresentano il Cretaceo superiore e l'Eocene, Le arenarie oligoceniche, (macigno) ultimo termine di questa successione, affiorano nelle colline a Sud di Castelnuovo Val di Cecina (Aia dei Diavoli) e limitatamente nella parte alta del T. Pavone. (Lazzaretto e Mazzanti, 1965) Come sopra detto, il basamento della Successione Toscana è stato incontrato nelle perforazioni profonde eseguite nel campo geotermico di Larderello-Travale; è
formato da rocce e quarzitico-filladiche, scarsamente permeabili, che vengono a contatto con masse di rocce ignee intrusive in corso di raffreddamento. Attraverso le rocce del basamento avviene la lenta risalita di fluidi geotermici che trasmettono, il
Figura 1.4 (a) – Schema stratigrafico della falda toscana (da Elter, 1985)
calore alle rocce sovrastanti, all’interno delle quali le acque di infiltrazione superficiale vengono trasformate in vapore. (vedi figura 1.5)
1.2.1.2 La successione Ligure
La copertura della Successione Toscana è rappresentata da un gruppo di formazioni alloctone, conosciuto con il termine di
“Liguridi”: fanno parte di queste le grosse masse di serpentina e di diabase (ofioliti) estese in una fascia che va da San Dalmazio a Bolgheri ed anche nel settore compreso tra Montecatini- Castellina Marittima-Rosignano
Marittimo. Sulle ofioliti poggiano limitati lembi di radiolariti e calcari, ed infine una potente formazione di argilliti e marne con interstrati calcareo-arenacei (argille a palombini), vedi figura 1.4b. L'ultimo termine della successione è rappresentato da un complesso di calcari marnosi e di arenarie in grosse bancate, con intercalazioni di argilliti (“Flysch”). L'età di questo gruppo di formazioni è compresa fra il Giurassico superiore e l'Eocene. (vedi figura 1.3)(Mozzanti e Sanesi, 1987); (Maccantelli, 1992)
1.2.2 Il complesso neogenico
Come sopra accennato, i depositi del Miocene superiore iniziano con una sedimentazione di ambiente fluvio-lacustre, che ha dato origine a forti spessori di ghiaie, sabbie ed argille, talora con strati di lignite (vedi figura 1.4c).
L'evoluzione morfologico strutturale della regione ha permesso l’instaurarsi di un dominio marino, testimoniato da sedimenti detritici e da argille con intercalazioni di gessi e salgemma. (vedi figura 1.3)(Trevisan,1952)
Figura 1.4b – Schema stratigrafico delle Unità Liguri (da Elter, 1985)
Il Pliocene è segnato localmente da una nuova trasgressione, e la sedimentazione marina inizia con sabbie e conglomerati, seguiti da argille grigie, che raggiungono i massimi spessori nelle parti centrali dei bacini; la successione termina con sabbie, arenarie e calcari detritico-organogeni, che segnano la regressione del mare pliocenico. (Granelli e Mazzanti, 1981)
1.2.3 I depositi quaternari
Nella bassa Val di Cecina, all'altezza di Riparbella, sono conosciuti depositi argilloso-sabbiosi di ambiente marino, datati al Quaternario antico. A questi si sovrappongono sabbie ciottoli depositati da antichi corsi d'acqua che scendevano dalle alture della dorsale costiera. Questi materiali formano i vasti ripiani debolmente inclinati verso il mare che, nell'insieme, costituiscono forme di raccordo fra le colline e la pianura che da Cecina si estende fino a Donoratico. (vedi figura 1.3).
Sedimenti ciottoloso-sabbioso-limosi sono presenti inoltre in terrazzi fluviali situati a varie quote lungo le valli maggiori. (Mazzanti, 1966)
Sulle rocce precedentemente descritte sono diffuse le coperture di terreni detritico - alluvionali recenti ed, attuali:
Figura 1.4c – Schema stratigrafico della Successione Neogenica (da Mazzanti e Rodolfi, 1988, modif.)
a) detriti derivanti dall'alterazione delle rocce ed accumulatisi nelle depressioni del terreno o al piede dei versanti;
b) sedimenti alluvionali ghiaioso-ciottolosi dei fondovalle pianeggianti dei corsi d'acqua maggiori;
c) sabbie attuali della fascia costiera e limi argillosi di retroduna nella bassa pianura del F. Cecina.
1.3 Litologia
La litologia descrive, indipendentemente dall’età delle rocce e dalla posizione stratigrafica, la distribuzione di queste all’interno delle unità sopra descritte. In base alle caratteristiche litologiche e di coesione, le rocce affioranti nell'area del bacino imbrifero sono state raggruppate nelle seguenti categorie (vedi figura 1.6):
- Rocce incoerenti o scarsamente cementate, rappresentate dai depositi recenti marini e fluviali a prevalente composizione ciottoloso-sabbiosa.
- Rocce pseudocoerenti, a prevalente composizione argilloso-limosa.
- Rocce semicoerenti, comprendenti arenarie e calcari a scarso grado di cementazione, fittamente fessurati ed anche argilliti e marne con facile tendenza alla sfaldabilità.
- Rocce coerenti, di consistenza litoide, fra le quali compaiono calcari, arenarie, radiolariti ed ofioliti. (Mazzanti, 1966)
1.3.1 Rocce incoerenti o scarsamente cementate
- Detriti di falda e depositi colluviali, accumuli di frana; sabbie e frammenti litoidi sciolti: derivano da un'alterazione prevalentemente meccanica di arenarie, calcareniti e conglomerati mio-pliocenici, e di rocce calcaree e ofiolitiche appartenenti al substrato antico. Formano coperture limitate sui versanti e, più di frequente, vasti accumuli di detrito di falda alla base dei rilievi. In questi depositi la matrice limoargillosa è scarsa. (d1)
- Sabbie delle spiagge attuali e delle dune costiere: sono limitate ad una stretta fascia nella zona di Marina di Cecina; le sabbie hanno una granulometria medio-fine e formano tomboli coperti dalla pineta e dalla macchia. (s)
- Depositi fluviali degli alvei attuali e delle pianure alluvionali: nei ripiani alluvionali dei corsi d'acqua che hanno i bacini incisi entro rocce lapidee prevalgono i ciottoli e le sabbie a varia granulometria. Questa caratteristica è tipica della parte mediana e superiore dei corsi del F. Cecina e degli affluenti di sinistra. I brevi affluenti di destra che scendono dalle colline sabbioso argillose del Volterrano trasportano e depositano in prevalenza limi e sabbie:
i depositi alluvionali di questi corsi d'acqua sono pertanto costituiti da limi sabbiosi contenenti rari ciottoli. I limisabbiosi formano inoltre la copertura del deposito ciottoloso ai lati dell'alveo attuale del F. Cecina e corrispondono alla sedimentazione delle torbide di antiche esondazioni. (al)
- Depositi fluviali in vari ordini di terrazzi lungo le valli maggiori e nella fascia costiera: ricoprono lembi di antichi fondovalle situati a quote più elevate rispetto agli alvei attuali e sono costituiti da ciottoli e sabbie o da limi sabbiosi, in dipendenza della litologia delle formazioni che affiorano, nelle parti alte dei bacini imbriferi, allo sbocco della Val di Cecina nella pianura costiera ciottoli e sabbie limose fluviali formano un vasto ripiano debolmente inclinato verso il mare, che segue la regressione avvenuta durante il Quaternario antico. (at)
- Sabbie e ciottoli marini, con scarso grado di cementazione: sono sedimenti marini del ciclo pliocenico, caratterizzati da grosse bancate di sabbie, generalmente fini, di colore giallo rossastro; i ciottoli sono frammisti alle sabbie o formano sottili lenti all'interno di esse. (sa)
- Detriti di falda e depositi colluviali, accumuli di frana; frammenti litoidi in matrice limosa costituiscono le coperture di detrito di alterazione delle rocce a composizione argilloso-marnosa e gli accumuli di antiche frane di cola- mento, nei litoidi sono inglobati in una abbondante frazione limosa. (d2)
- Depositi costieri di interduna sono compresi fra il cordone delle dune litoranee ed i depositi alluvionali del F. Cecina e sono costituiti da limi argillosi e sabbie fini limose, depositatisi entro lame costiere. Rappresentano la sedimentazione limo-argillosa all'interno di antichi stagni costieri che erano separati dal mare dai cordoni delle dune sabbiose. (l)
- Depositi marini e lacustri-sabbie e ciottoli con vario grado di cementazione, fino a conglomerati stratificati in grossi banchi: comprendono sedimenti di varia età, quali i conglomerati lacustri e marini del ciclo miocenico e i ciottoli e le sabbie trasgressive del Pliocene. (Granelli e Mazzanti, 1981)(cg)
1.3.2 Rocce Pseudocoerenti
- Argille marine con intercalazioni di limo, sabbie fini e localmente lenti di ciottoli o frammenti calcarei: appartengono a questo gruppo le formazioni mio-plioceniche a dominante argillosa, note con il nome di “mattaione”. Le argille hanno generalmente colore grigio-azzurro; ai margini dei bacini neogenici alle argille sono talora intercalati strati di ciottoli, masse di detrito e frammenti calcarei che hanno il significato di antiche frane avvenute durante la sedimentazione delle argille stesse. (Gianelli e Mazzanti,1981)(ag)
- Argille lacustri lignitifere con livelli di sabbie, arenarie e conglomerati;
argille marine, marne, sabbie e arenarie con intercalazioni lenticolari di gesso: in questo gruppo di sedimenti le argille lacustri e marine sono in subordine rispetto alle marne, alle arenarie ed ai conglomerati. Il gesso forma strati discontinui e di spessore variabile, perciò non è possibile cartografare i singoli affioramenti alla scala del rilevamento; le aree nelle quali sono più frequenti le intercalazioni di gesso. Queste contengono talora la varietà microcristallina (alabastro) utilizzata nell'artigianato locale. Appartengono a questo complesso anche gli strati di salgemma sfruttati nella zona di Saline di Volterra. (am/ge)
1.3.3 Rocce semicoerenti
- Argilliti siltiti e marne fissili con intercalazioni di calcari ed arenarie: sono comprese in questo gruppo tutte le formazioni a dominante argillitico-siltosa appartenenti alla Successione Toscana ed alla Successione Ligure. Le argilliti e siltiti fissili della Successione Toscana sono note con il termine di “scaglia rossa” e formano il substrato diretto dell'arenaria “macigno”. Nei complessi liguri le argilliti, le siltiti e le Marne sono di età diverse ed attribuite a varie sottounità tettoniche: fra queste sono più diffuse le cosiddette “argille a palombini”, caratterizzate da argilliti e marne fogliettate, con strati e blocchi calcarei di colore grigio. Le intercalazioni di arenaria sono in subordine rispetto a quelle calcaree. (f)(Gianelli e Mazzanti, 1981)
- Calcari detritico-organogeni, arenarie scarsamente cementate: appartengono al ciclo pliocenico e rappresentano un sedimento di ambiente litorale, formato da frammenti di conchiglie e da sabbia prevalentemente quarzosa a varia granulometria, cementati parzialmente da carbonato di calcio depositato negli interstizi dalle acque di percolazione. Nel Volterrano questa arenaria calcarifera è conosciuta con il termine di “panchino”. (cd)
1.3.4 Rocce coerenti
- Calcari marnosi stratificati con intercalazioni di argilliti, e marne: è una formazione appartenente alla Successione Ligure, estesa nella parte alta dei bacini dei torrenti Sterza e Pavone, con caratteri molto omogenei per quanto riguarda la frequenza dei tipi litologici; prevalgono ovunque grossi strati di calcare marnoso a base arenacei, dello spessore massimo di circa tre metri, che sfumano verso l'alto a marne ed argilliti. (cs)(Gianelli e Mazzanti, 1981)
- Arenarie stratificate con sottili intercalazioni argillitico marnose: la composizione dell'arenaria è prevalentemente quarzoso feldspatica ed il cemento è argillitico-marnoso; gli strati hanno spessore compreso fra dieci centimetri e due metri circa e le intercalazioni argillitico-marnose sono discontinue e di spessore variabile. Le arenarie di questo gruppo affiorano
nella parte alta delle valli del T. Pavone e del F. Cecina ed in piccole aree presso Montecatini; appartengono alla Successione Toscana e sono note con il termine di macigno. (ar)
- Diaspri in strati sottili: sono presenti sia nella Successione Toscana che nella Successione Ligure e derivano dalla litificazione di fanghi abissali costituiti prevalentemente da microrganismi a guscio siliceo (Radiolari). Gli strati di diaspro hanno uno spessore medio di circa dieci centimetri e sono fittamente fessurati. (rd)
- Serpentine, gabbri, diabasi, brecce ofiolitiche e vulcaniti: le rocce ofiolitiche appartengono alla Successione Ligure e costituiscono il substrato dei termini sedimentari. Nel bacino del F. Cecina prevalgono le serpentine; vengono in subordine gabbri e diabasi, ai quali sono associate brecce costituite da frammenti di ofioliti e calcari. A Montecatini Val di Cecina affiorano lave di tipo trachitico, connesse con un vulcanismo quaternario. (of)(Gianelli e Mazzanti, 1981)
- Calcari stratificati: affiorano in piccoli lembi nei rilievi alla testata della valle del T. Pavone e sulle colline di Castellina Marittima. Nella valle del T.
Pavone i calcari stratificati fanno parte della Successione Toscana e sono rappresentati da pochi strati di calcare nodulare con colorazione rosata. Nella zona di Castellina Marittima e nei Monti di Canneto (alta Valle del T. Sterza) in successione sulle ofioliti si trovano calcari stratificati di colore grigio, con sottili intercalazioni argillitico - marnose (calcari a Calpionelle). I calcari a cellette (“calcare cavernoso”) sono il substrato diretto dei calcari massicci e rappresentano il termine inferiore della sequenza calcarea appartenente alla Successione Toscana; la brecciatura della roccia è molto evidente ed è dovuta a processi diagenetici. (ca)
- Calcari massicci, brecciati e a cellette: formano i rilievi delle Cornate e di monte Santa Croce, nell’alta Valle del T. Pavone; la stratificazione manca o è appena accennata, mentre è sviluppata la fessurazione della roccia, ampliata anche per dissoluzione. (cm)
Nota: Le sigle riportate nel testo sono riferite alla figura 1.6.
1.4 Caratteristiche di coesione e di permeabilità delle rocce
1.4.1 Coesione
- Fra le rocce Incoerenti o scarsamente cementate compaiono i sedimenti recenti a granulometria media o grossa, quali i depositi alluvionali antichi ed attuali ed i detriti di falda, i depositi sabbiosi del Pliocene e Quaternario antico, quelli delle spiagge attuali, i conglomerati marini e lacustri delle formazioni mio-plioceniche. In questi sedimenti manca o è estremamente ridotto il cemento fra i clasti.
- Nelle rocce pseudocoerenti la frazione argillosa è preponderante e pertanto il loro stato fisico subisce sensibili variazioni in funzione del contenuto in acqua, passando da semisolide a plastiche e molli. Nella stagione autunno inverno le argille tendono a saturarsi in acqua e assumono una notevole plasticità; l'infiltrazione è però limitata a pochi metri dalla superficie ed è favorita dalla presenza delle fratture di ritiro, formatesi per essiccamento durante la stagione estiva. Eventuali intercalazioni di ghiaia sabbia facilitano l'infiltrazione delle acque in profondità ed in questo caso le variazioni dello stato fisico delle argille interessano forti spessori.
- Con il termine di rocce semicoerenti sono state indicate arenarie e calcari detritico organogeni mio-pliocenici, che non hanno raggiunto un forte addensamento per carico o che hanno una notevole porosità a causa della incompleta cementazione dei clasti. Sono considerate semicoerenti anche le rocce argillitico marnose, caratterizzate da una facile tendenza alla sfaldabilità in lastrine o prismetti di piccole dimensioni (fissilità).
- Tutte le rocce di consistenza litoide sono state raggruppate sotto la denominazione di rocce coerenti. Per esse è necessario distinguere fra coesione, riferita ai singoli strati, e compagine di insieme, riferita all'intera massa delle roccia: una stessa formazione litoide stratificata o fessurata può, infatti, presentare compagine di insieme diversa da luogo a luogo, in funzione della frequenza dei giunti di discontinuità.
1.4.2 Permeabilità
In base alle caratteristiche litologiche, di coesione e di fessurazione in grande, vengono definite le seguenti classi di permeabilità delle rocce:
1.4.2.1 Rocce molto permeabili per fessurazione e carsismo
Sono le rocce carbonatiche, nelle quali le originarie fratture tendono ad ampliarsi per dissoluzione. Ai calcari a cellette viene assegnata la massima permeabilità, in quanto oltre alla fessurazione presentano anche una porosità primaria dovuta alla brecciatura. In ordine di permeabilità decrescente, le rocce carbonatiche sono così elencate:
- calcari brecciati tipo "calcari a cellette"
- calcari massicci o con stratificazione poco marcata - calcari stratificati con intercalazioni di varia natura
1.4.2.2 Rocce limitatamente permeabili per fessurazione
Sono inclusi in questa classe: calcari detritico-organogeni ed arenarie scarsamente cementate diaspri serpentine, gabbri, diabasi brecce ofiolitiche e vulcaniti arenarie con intercalazioni siltitico-marnose, calcari marnosi intercalati a marne.
Le arenarie, i calcari marnosi e le ofioliti sono caratterizzati da una fessurazione
“decrescente” dall'alto verso il basso: le fratture sono serrate per il carico litostatico ad una profondità superiore ad una trentina di metri.
L'alterazione di alcuni componenti mineralogici di queste rocce da origine ad argille residuali che, trasportate dalle acque di dilavamento superficiale all’interno delle
fratture, ne riducono progressivamente le dimensioni a scapito della permeabilità di insieme.
Sull’arenaria e sui calcari marnosi sono inoltre diffuse coperture di detrito a forte componente argillosa che impediscono o riducono, l’infiltrazione delle acque di pioggia.
1.4.2.3 Rocce permeabili per porosità
Appartengono a questa classe le rocce incoerenti o scarsamente cementate; la loro permeabilità varia in funzione delle dimensioni e dell'assortimento granulometrico dei clasti che le costituiscono; una abbondante frazione limosa può determinare una forte riduzione di porosità e di permeabilità efficace.
In ordine di permeabilità decrescente le rocce che appartengono a questa classe sono le seguenti:
- depositi fluviali delle valli attuali
- detriti di falda costituiti da sabbie e frammenti litoidi sciolti - sabbie delle spiagge attuali e delle dune costiere
- sabbie e ciottoli marini
- depositi marini e lacustri: sabbie e ciottoli con vario grado di cementazione
- depositi fluviali in terrazzi 1.4.2.4 Rocce impermeabili
Sono quelle a forte dominante argillosa; vengono assegnate a questa classe le rocce pseudocoerenti, le argilliti e marne fissili, semicoerenti, ed i detriti di falda in matrice limosa. In realtà le intercalazioni di strati calcarei nelle argilliti permettono l'infiltrazione dell’acqua nel terreno, limitata tuttavia a modeste quantità ed a piccola profondità questa circolazione alimenta sorgenti temporanee e non contribuisce alla ricarica delle falde profonde.
1.5 Idrologia Stratigrafica
Dal punto di vista idrogeologico si può quindi definire che (vedi figure 1.5 e 1.6):
- Nella piana costiera da quote intorno allo 0 sul livello del mare fino a circa 40m si incontrano almeno 2 (a volte tre) orizzonti permeabili costituiti da conglomerati e/o ghiaie ed intercalate arenarie.
- Lo spessore degli orizzonti permeabili è estremamente variabile ed il grado di interconnessione idraulica dipende strettamente dal grado di fratturazione delle arenarie.
- Gli orizzonti permeabili sono localmente separati da strati di argilla o arenaria compatta.
- L’esame dei dati idraulici ha permesso di individuare due corpi acquiferi principali (spesso interconnessi fra loro): il primo corrispondente all’acquifero conglomeratico “superiore” costituito principalmente da conglomerati e ghiaie, il secondo, meglio distinguibile nella zona a sud del Cecina, costituito da strati conglomeratico arenacei.
- L’acquifero più profondo sembra scomparire verso nord; nella zona del Tripesce al disotto dell’acquifero conglomeratico “alto” i pozzi incontrano solo argilla. Va sottolineato però che la profondità dei pozzi studiati non ha mai esplorato per più di qualche metro l’argilla alla base dell’acquifero conglomeratico. Nella zona a sud del Cecina la base dell’acquifero profondo degrada piuttosto uniformemente da monte verso mare (da -25 a -50 mslm).
- Su Collemezzano al di sopra dell’acquifero conglomeratico si ritrova un acquitardo con spessori fino a una decina di metri costituito da arenarie poco fratturate e sabbie. Localmente sono presenti lenti ghiaiose talvolta rilevanti;
- Nella fascia collinare a sud del Cecina l’acquifero/acquitardo più elevato si incontra in calcareniti, ghiaie sabbiose e limi; l’acquifero più profondo si
incontra in una calcarenite- arenaria debolmente cementata (litologia descritta dai perforatori come tufo bianco, tufo giallo).
- L’acquifero di fondovalle del fiume Cecina è caratterizzato da ghiaie nella zona alta del bacino (Cacciatina) e da alternanze di ghiaie sabbie e livelli argillosi nella parte di piana costiera dove esso risulta sovrapposto ed in continuità idraulica con l’acquifero conglomeratico “superiore”.
- L’andamento della base dei depositi alluvionali del F. Cecina è stato studiato mediante una imponente campagna di sondaggi geoelettrici superficiali a scopo di ricerca idrica dalla Ditta Solvay (SGG,Squarci,1991) per tre zone:
zona Cacciatina, Zona Ponteginori e zona Steccaia - Cecina. I depositi di subalveo si mostrano suddivisi in due cordoni di rilevante spessore (fino a 25 m) separati da un rilievo impermeabile centrale. I due cordoni partono dalla Steccaia e si riuniscono poco prima della confluenza del T. Acquerta e proseguono verso mare con spessori fino a 40 m. (Burgassi P.D., Costantini A., 1980)
1.6 Caratteristiche dell’area in studio
Da quanto esposto si evince che l’area in studio è caratterizzata da uno scorrimento superficiale delle acque dovuto alla presenza di depositi permeabili (conglomerati e ghiaie), i quali gradualmente si scambiano con intercalazioni di silt e ghiaie con lenti di clay vicino alla foce del fiume (vedi figura 1.4)(Grassi S., Rossi S., Squarci P.) Questi depositi compongono l’alveo fluviale del fiume, che poggia su un substrato impermeabile, il quale affiora ai lati del fiume. I pozzi nell’area del fiume sono alimentati dalle acque di subalveo che circolano entro le alluvioni di fondo valle rappresentate da depositi ciottolosi e sabbiosi. Questi depositi, poggianti su formazioni impermeabili del complesso neogenico, tendono ad aumentare di spessore procedendo verso mare dove vanno in contatto con formazioni del Pleistocene superiore, sede di acquiferi importanti. (Frigerio e Cardini,1996)
Nella zona in esame le successioni stratigrafiche e litologiche delle formazioni presenti portano ad una analisi idrologica con il seguente schema classificativi:
- Un complesso generalmente impermeabile di Argille Scagliose.
- Una successione di terreni variamente permeabili, comprendenti le formazioni carbonatiche e le arenarie.
- Un complesso inferiore scarsamente permeabile, costituito da filladi e quarziti.
Le formazioni che costituiscono i complessi di copertura delle aree circostanti il fiume sono caratterizzate da permeabilità non del tutto omogenea.
La matrice di suddetti complessi è prevalentemente argillosa, e conferisce una bassa permeabilità all’insieme, anche se sono presenti lenti di sabbie, calcari e gessi, generalmente più permeabili.
In conclusione possiamo capire che la ricarica di questo bacino avvenga principalmente dal deflusso superficiale delle acque meteoriche, caratteristica che denota un regime torrentizio del corso in studio, figura 1.7.(Baldi e Squarci, 1978)
Figura 1.1 (b) – Immagine dell’area in studio.
Figura 1.3 - Carta geologica della zona in studio. La presente carta presenta una scala di 1:100.000 ed è composta dalla somma dei fogli 112,113,119,120.
In basso sono riportate le sezioni delle aree in studio.
Figura 1.5 - Carta della permeabilità nella zona del bacino del fiume Cecina.
Figura 1.6 - Carta delle successioni litologiche dell’area in studio.
Figura 1.7 – Schema di ricarica del bacino.
