Le acque sotterranee e l’intrusione marina in Puglia ... · LE ACqUE SOTTERRAnEE E L’InTRUSIOnE...

1. - ASSETTO GEOLOGICO-STRUTTURALE

1.1. - InqUAdRAmEnTO GEOLOGICO

La Puglia, estrema propaggine sud-orientaledella penisola italiana, oltre ad essere la regione piùlunga (circa 348 km), possiede anche il maggiorsviluppo costiero (785 km circa) tra le regioni pe-ninsulari. Il territorio, prevalentemente pianeg-giante (53.2%) e collinare (45,3%), presenta inrealtà una marcata variabilità nei caratteri geologici,morfostrutturali ed ambientali, che determina al-trettanto differenti condizioni idrogeologiche.

In Puglia è possibile distinguere 5 principali areefisiografiche: Gargano, Murge, Salento, Tavoliere delle Pu-glie e settore pugliese dell’Appennino Dauno (fig. 1.1).

Considerate le finalità della presente monogra-fia, nel seguito si illustreranno, sinteticamente, leprincipali tappe evolutive della storia geologicadella regione, le caratteristiche litologiche delle for-mazioni geologiche affioranti e i principali linea-menti tettonici e morfologici del territorio pugliese.Solo per l’Appennino dauno si presenteranno al-cuni cenni, nella misura in cui sarà ritenuto oppor-

tuno per gli scopi dell’analisi, e ciò a causa della suasostanziale estraneità dal contesto idrogeologicopugliese.

1.1.1. - Evoluzione geodinamica: elementi di paleogeografia,stratigrafia e tettonica

Le cinque aree fisiografiche pugliesi apparten-gono ai tre domini strutturali del sistema oroge-nico dell’Appennino meridionale, individuatosi apartire dall’Oligocene superiore?-miocene infe-riore: Catena Appenninica (corrispondente alla por-zione pugliese dell’Appennino dauno), FossaBradanica comprendente il Tavoliere delle Puglie e laFossa Premurgiana, l’Avampaese Apulo che, attual-mente, corrisponde geograficamente al Promontoriodel Gargano, all’Altopiano delle Murge e alle Serre Sa-lentine, con le aree depresse interposte (fig. 1.2).

L’evoluzione geologico-strutturale della regione inesame è quindi fortemente connessa alle diversetappe evolutive della Catena Appenninica meridionale,le quali a loro volta si inquadrano nel contesto geodi-namico della genesi del bacino del mediterraneo.

Sulla base delle conoscenze più recenti, la storia

Le acque sotterranee e l’intrusione marina in Puglia:dalla ricerca all’emergenza nella salvaguardia della risorsaThe groundwater and the seawater intrusion in Apulia:from research to the emergency in the safeguard of the water resource

Mem. Descr. Carta Geol. d’It.XCII (1) (2014), pp. 31-510,

382 figg., 25 tabb.

COTECCHIA V.

Professore Emerito del Politecnico di Bari

geologica del territorio pugliese è stata ricostruitaa partire dal Paleozoico superiore (circa 250 mi-lioni di anni fa), allorché questo territorio costituivauna propaggine del paleocontinente africano, porzionedel megacontinente, detto Pangea (fig. 1.3).

A partire dal Paleozoico superiore fino al Trias-sico medio, sul margine settentrionale del paleocon-tinente africano, in lento abbassamento, si individuò,in condizioni climatiche semiaride, un’ampia pianaalluvionale e deltizia percorsa da fiumi meandri-formi, per cui sul basamento cristallino si depositòuna copertura detritica spessa oltre 1000 m. nelTriassico superiore, la Pangea cominciò gradual-mente a frammentarsi, le aree meridionali del Maredella Tetide furono gradualmente sommerse (inclusoil “futuro settore pugliese”) e si costituì quindi unapiana tidale con lagune e stagni costieri, soggetta a

ripetute variazioni del livello marino. I depositi ter-rigeni alluvionali furono ricoperti da depositi salinievaporitici, in prevalenza gessosi e da sedimenti car-bonatici (calcari e dolomie con abbondante so-stanza organica), sedimentazione tipica di unambiente epicontinentale (fig. 1.4; AA.VV., 1999).

Alla fine del Triassico, la Pangea cominciò a la-cerarsi ed i continenti iniziarono il loro esodo. du-rante il Giurassico medio, insieme al tratto centraledell’attuale Oceano Atlantico, si aprì l’Oceano Li-gure-Piemontese che separò progressivamente laPlacca Euroasiatica da quella Africana. di conse-guenza, una tettonica disgiuntiva, con l’attivazionedi faglie listriche e trascorrenti, interessò il marginesettentrionale della Placca Africana, con il relativocontinente, e si individuò una propaggine, notacome Placca Apula (o Placca Adria) che fronteggiava

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Fig. 1.1. – digital elevation model del territorio pugliese con la distinzione delle cinque aree fisiografiche.– Digital elevation model of Apulia region with its five physiographic areas.

diverse aree oceaniche (fig. 1.5). All’interno dellaPlacca Apula si impostarono dei bacini marini pro-fondi separati da estese piattaforme carbonatiche,tra cui la Piattaforma Apula (fig. 1.6).

durante il mesozoico, la Piattaforma Apula fucaratterizzata da un’attiva sedimentazione compen-sata dalla subsidenza in condizioni di bassofondo(fig. 1.7) in un ambiente marino tropicale con acquepoco profonde (par. 1.2.1). La sedimentazione dipiattaforma epicontinentale progressivamente evolse

in un complesso carbonatico di scogliera di tipo ba-hamiano. La crescita della piattaforma non avvennesempre in condizioni di bassofondo. Essa registrò,infatti, periodi di parziale emersione (episodichecontinentalizzazioni), dovuti sia a variazioni globalidel livello marino sia a deformazioni tettoniche,connesse ai processi di convergenza tra la PlaccaAfricana e quella Euroasiatica, che provocaronoblandi inarcamenti della piattaforma con relativaemersione (AA.VV., 1999).

LE ACqUE SOTTERRAnEE E L’InTRUSIOnE mARInA In PUGLIA33

Fig. 1.2 – a) Carta geologica schematica (mod., da PIERI et alii, 1997); b) sezione geologica dell’Italia meridionale (mod., da SELLA et alii, 1988).– a) Schematic geological map (mod. after PIErI et alii, 1997); b) geological section of Southern Italy (modified from SELLA et alii, 1988).

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Fig. 1.3 – Scala del tempo geolo-gico e immagini che illustranol’evoluzione della superficie terre-stre dal Permiano al Cretaceo.– Geological time scale and images show-ing the evolution of the earth surfacefrom Permian to Cretaceous.

Tali emersioni permettevano l’esposizione diampie zone della Piattaforma Apula con la creazionedi vaste paludi e acquitrini (carattere insulare diporzioni della piattaforma; dALLA VECCHIA, 2002)attraversate da grandi animali terrestri, probabil-mente in migrazione. Impronte di dinosauri (fig.1.8), sono state ritrovate, infatti, sia nella succes-sione peritidale dell’Hauteriviano superiore-Barre-miano inferiore del Gargano meridionale (BorgoCelano, Cava Colmar; PETTI et alii, 2008), sia nelleporzioni dell’Aptiano affioranti a Bisceglie (CavaLama Paterno; SACCHI et alii, 2009) così come nel-l’intervallo del Santoniano di Altamura (Cava di deLucia; nICOSIA et alii, 2000; SACCHI et alii, 2009). Ilritrovamento di queste impronte di dinosauri hacondotto a riesaminare il quadro paleogeograficocretacico dell’area periadriatica (BOSELLInI, 2002;nICOSIA et alii, 2007), ove la Piattaforma Apulaavrebbe costituito uno sperone della Placca Afri-cana, circondato da due bacini marini profondi(figg. 1.9, 1.10). Le continue variazioni del livellomarino durante il Cretaceo avrebbero quindi per-messo l’emersione di ampi tratti della piattaforma,dando la possibilità ai dinosauri di migrare dal-l’Africa verso nord (BOSELLInI, 2002).

Un’importante ed estesa emersione della Piatta-forma Apula fu quella avvenuta nel Cretaceo supe-riore. In corrispondenza dell’intervallo Cenoma-niano-Turoniano (par. 1.2.1) si instaurò, infatti, unlungo periodo di continentalità indotto da un sol-levamento litosferico intraplacca, connesso alle fasiiniziali del processo di collisione tra la Placca Afri-cana e quella Euroasiatica (mIndSzEnTy et alii,1995). questa fase di emersione fu registrata conuna lacuna stratigrafica, accompagnata da una di-scordanza angolare ad estensione regionale (uncon-formity A di mIndSzEnTy et alii, 1995) e,localmente, da depositi continentali bauxitici (Spi-nazzola, San Giovanni Rotondo, Sant’Egidio, Apri-cena) o sabbioso marnoso-argillosi (Corato-Ruvodi Puglia, Fasano-Ostuni). L’ampiezza di questa la-cuna stratigrafica si ridurrebbe spostandosi dall’at-tuale Gargano (Cenomaniano inf.?-Turoniano sup.;BOSELLInI et alii, 1999) verso il Salento (Turoniano;Pozzo Ugento 1 in mIndSzEnTy et alii, 1995). Conriferimento all’area murgiana, il tetto della discon-tinuità sarebbe ovunque riferibile al Turoniano su-

periore? - Coniaciano mentre il letto della discon-tinuità avrebbe età diversa spostandosi da nord-Ovest verso Sud-Est (LUPERTO SInnI & REInA,1996). Gli strati calcarei posti a letto delle bauxitisono, in particolare, riferibili al Cenomanianomedio nell’area della murgetta Rossa (Spinazzola),al Cenomaniano superiore nell’area della murgiaFerrata (Ruvo di Puglia) ed al Cenomaniano ter-minale in corrispondenza del monte Giannecchia(a nord-Ovest di montalbano).


Fig. 1.4 – Rappresentazione dell’evoluzione geologica del margine settentrio-nale del Paleocontinente africano verificatasi tra il Paleozoico ed il mesozoicoinferiore (da AA.VV., 1999). Legenda: 1 - basamento cristallino; 2 - depositi

terrigeni alluvionali; 3 - depositi salini evaporitici e sedimenti carbonatici.– Geological evolution of the northern margin of the African Paleocontinent between thePaleozoic and the Lower Mesozoic (after AA.VV.,1999). Legend: 1- crystalline basement;

2 - terrigeneous alluvial deposits; 3 - saline evaporite deposits and carbonate sediments.

Fig. 1.5 – Ricostruzione schematica della distribuzione delle aree continentalie marine nel Giurassico superiore (mod., da AA.VV., 1999).

– Schematic reconstruction of the distribution of continental and marine areas duringUpper Jurassic (mod., from AA.VV., 1999).


Fig. 1.6 – a) Individuazione della Placca Apula (Adria) durante il Mesozoico (mod., da AA.VV., 2010); b) schema paleogeografico di una porzione della Placca Apula (da MOSTARDINI & MERLINI, 1986).

– a) Formation of the Apulian Plate (Adria) during the Mesozoic (modified after AA.VV., 2010); b) palaeogeographic scheme of a portion of the Apulian Plate (from MOSTARDINI& MERLINI, 1986).

Fig. 1.7 – Rappresentazione del-l’evoluzione geologica dell’attualeterritorio pugliese dal Mesozoicoal Neozoico (da AA.VV., 1999).Legenda: 1 – basamento cristallino; 2 – coltre detritica continentale; 3 – depositi salini evaporitici; 4 – depositi piattaforma

carbonatica epicontinentale; 5, 6 – depositi carbonatici

cretaceo-paleogenici; 7 – magmi basici; 8 – depositi plio-pleistocenici; 9 – coltri alloctone.– Geological evolution of the presentApulia region from the Mesozoic to theNeozoic (from AA.VV., 1999). Legend:1 – crystalline basement; 2 – debris continental cover;3 – saline evaporite deposits;4 – epi-continental carbonate

platform deposits;5, 6 – Cretaceous and Paleogene

carbonate deposits; 7 – basic magma;8 – Plio-Pleistocene deposits; 9 – allochthonous nappes.

Alla fine del Cretaceo inizio del Cenozoico (fig.1.7) la Piattaforma Apula subì un ampio inarca-mento, evolvendosi progressivamente in una vastaarea emersa, corrispondente in gran parte all’at-tuale territorio pugliese. L’ambiente continentalesi protrasse per quasi tutto il Cenozoico. duranteil Paleogene la sedimentazione carbonatica di piat-taforma continuò saltuariamente sia sui marginidella piattaforma che sui fondali antistanti, carat-terizzati da evidenti lacune stratigrafiche e discor-danze stratigrafiche (unconformities C e D dimIndSzEnTy et alii, 1995; BOSELLInI et alii, 1999)nelle relative successioni sedimentarie, indotte dacircoscritte ingressioni del livello marino connesseda fenomeni di natura locale (tettonici) o globale(eustatici). Tali successioni costituiscono lembi diesiguo spessore ed estensione, attualmente localiz-zati lungo la fascia costiera garganica e salentina,

all’epoca depositatesi soprattutto in ambienti dipiattaforma-scarpata e pendio e localmente, du-rante il Paleocene, in ambiente bacinale (BOSELLInIet alii, 1999; GRAzIAnO, 2001).

durante le fasi geodinamiche eoceniche avven-nero, inoltre, importanti manifestazioni vulcanicheintraplacca, documentate da estese colate basaltichericonosciute nel sottosuolo della Fossa Bradanica, eda più modeste manifestazioni all’attuale marginenord-occidentale del Promontorio del Gargano (fig. 1.7).In particolare, con l’Eocene superiore, si raggiunsela sutura dell’Oceano Ligure-piemontese, ed i marginicontinentali della Placca Africana e di quella Euroasia-tica entrarono in collisione (fase di collisione conti-nentale; Eocene sup.-Attuale). Altresì, un magmati-smo calcalino di arco a Ovest del massiccio corso-sardo, la rotazione di 30°-50° di questo massiccio el’apertura di un bacino di retro-arco dietro lo stesso


Fig. 1.8 – Impronte di dinosauri risalenti a circa 70 milioni di anni fa ritrovate nella cava di Pontrelli di Altamura in provincia di Bari.– Dinosaurs’ footprints dating back to about 70 million years ago, found in the Pontrelli quarry near Altamura (Bari).

massiccio, sono alcuni degli eventi geodinamici as-sociati a questa fase di convergenza, al termine dellaquale si creò la Catena Appenninica. A seguito,quindi, della subduzione verso Ovest-Sud-Ovestdella Placca Adria (parte di quella Africana) sottoquella Iberica (parte di quella Euroasiatica), i processitettonici associati all’orogenesi appenninica migra-rono verso Est-nord-Est (l’avanfossa prospicienteil fronte di accavallamento, i fronti di accavallamentoe le faglie dirette, successive nel tempo, l’attivitàmagmatica).

In questo contesto geodinamico, a partire dalmiocene inferiore, il settore crostale pugliese comin-ciò a subire gli effetti deformativi connessi alla for-mazione sia della Catena Appenninica, ad Ovest,che di quella dinarica, ad Est, assumendo così ilruolo di Avampaese (area non ancora raggiunta dal-l’orogenesi e verso la quale migrano i fronti di acca-vallamento dell’orogene). Inoltre, durante le fasi dicostruzione dell’Appennino, l’Avampaese Apulo assunseprogressivamente l’inflessione ed il sottoscorri-mento dei margini rivolti verso i fronti di avanza-mento degli opposti edifici tettonici (RICCHETTI &mOnGELLI, 1980), determinando così l’assetto mor-fostrutturale di pilastro tettonico (Horst), dislocatoda faglie in diversi blocchi che subirono abbassa-menti e sollevamenti relativi (par. 1.3).

Prima del significativo abbassamento del mareavvenuto durante il messiniano (“crisi di salinitàdel messiniano” nota in tutta l’area del mediterra-neo) circoscritte ingressioni marine, con la sedi-mentazione di carbonati, coinvolsero le porzionimarginali dell’Avampaese Apulo durante il miocene(tav. 1 f.t.; fig. 1.11a). Un’estesa trasgressione ma-rina caratterizzò la fine del messiniano: gran partedelle aree emerse dell’Avampaese Apulo furonosommerse e si individuò la Fossa Bradanica, bacinomarino interposto tra l’Appennino Meridionale el’Avampaese. Si individuò all’inizio del Pliocene, du-rante le ultime fasi dell’orogenesi appenninica, incui le aree occidentali dell’Avampaese Apulo degra-davano verso Ovest, grazie ad un sistema di fagliedistensive (par. 1.3).

durante il Pliocene inferiore e medio, diverseemersioni ed immersioni coinvolsero l’Avampaese,testimoniate da depositi carbonatici di piattaformaaperta. durante il Pliocene superiore, mentre il


Fig. 1.10 – distribuzione schematica delle piattaforme carbonatiche cretaceenell’area adriatica con indicazione dei siti ove sono state ritrovate impronte

di dinosauri (mod., da BOSELLInI, 2002). – Distribution of the Cretaceous carbonate platforms in the Adriatic area, showing thesites where dinosaurs footprints have been found (modified, from BOSELLINI, 2002).

Fig. 1.9 – Carta paleogeografica del settore centro-occidentale dell’area me-diterranea durante il Cretaceo inferiore con indicazione dei siti ove sono

state ritrovate impronte di dinosauri (mod., da BOSELLInI, 2002). – Palaeogeographic map of the central-western sector of the Mediterranean area duringthe Lower Cretaceous, showing the sites where dinosaurs footprints have been found (mod.,

from BOSELLINI, 2002).

Piattaforme carbonatichedi mare bassoBacini profondi ed oceani Ambienti di transizione

Aree emerseRitrovamenti di impronte di dinosauriFaglie trasformi e trascorrenti

Ritrovamenti di impronte didinosauri

Successioni carbonatiche di mare basso

Successioni bacinali(principalmente maiolica)

depositi costieri odi mare bassoAree emerse

margini di deposizioneSiti dSdPPozzi petroliferi

fronte di accavallamento appenninico migravaverso Est, l’area in esame appariva come un vastoarcipelago, dove i blocchi sollevati costituivanodelle isole rocciose calcaree, mentre i blocchi ribas-sati corrispondevano a bracci di mare poco pro-fondi; la Fossa Bradanica era quindi un bacinomarino profondo. Lungo le coste di queste isole sidepositavano sabbie e ghiaie carbonatiche, mentreargille emipelagiche si sedimentavano nei settorimarini poco profondi a fronte dell’Appennino (fig.1.11b). Alla fine del Pliocene superiore e all’iniziodel Pleistocene inferiore (fig. 1.11f), a causa dellento, eppure progressivo, affondamento, moltedelle isole furono sommerse dal mare e le aree ma-rine poco profonde si ampliarono con la conse-guente deposizione delle argille emipelagiche(TROPEAnO et alii, 2002).

La tappa finale dell’evoluzione geodinamica delterritorio pugliese, tuttora in atto, iniziò nel Plei-stocene (alla fine del Pleistocene inferiore-iniziodel Pleistocene medio secondo CIARAnFI et alii,1983; Pleistocene medio secondo dOGLIOnI et alii,1996), quando l’Avampaese Apulo e la Fossa Bradanicacominciarono a sollevarsi (circa 0.5 mm/anno;dOGLIOnI et alii, 1994). Tale sollevamento è statointerpretato (dOGLIOnI et alii, 1994) come conse-guenza della locale resistenza alla subduzione dellaporzione pugliese della Placca Adriatica (fig. 1.12),caratterizzata da uno spessore maggiore della lito-sfera continentale (100-110 km) rispetto a quellaadriatica (70 km). A partire da quell’istante, si re-gistrarono variazioni del livello del mare correlatea fenomeni tettonici (sollevamento PiattaformaApula e Fossa Bradanica) ed a cambiamenti climatici(intervalli glaciali ed intervalli interglaciali) che por-tarono alla deposizione di depositi regressivi co-stieri del Pleistocene inferiore?-medio e di depositimarini terrazzati del Pleistocene medio-superiore(fig. 1.11 c-d, 1.11 f-g; tav. 1 f.t.), nonché di depositialluvionali terrazzati pleistocenici. Il progressivoritiro stadiale del mare è documentato dalla vistosaconformazione a terrazzi dei versanti costieriadriatico e ionico, nonché dai relativi depositi dietà via via più recente ed esistenti in ordine decre-scente sulle stesse superfici terrazzate (fig. 1.13).Tra le circa sedici superfici terrazzate compresetra i 450 m s.l.m. e l’attuale linea di costa, riferi-

bili essenzialmente al Pleistocene glaciale(800.000¸20.000 anni fa), le uniche ad aver carat-teri significativamente distintivi sono quelle a strom-bus bubonius, ascrivibili al Tirreniano e comprese trai 15 e i 30 m s.l.m., tra Lido Silvana e S. maria diLeuca. In base ai dati geocronologici, il tasso di sol-levamento risulta essere stato dell’ordine di 0.2-0.3mm/anno mentre quelli stratigrafici suggerisconoun tasso di almeno 0.5 mm/anno (dOGLIOnI etalii, 1996). Il mare, in definitiva, alla fine del Plei-stocene, regredì sino a quote di 100 metri al disotto di quello attuale, sia pure con modalità inter-mittenti e con periodiche inversioni di tendenza(COTECCHIA & mAGRI, 1967; COTECCHIA et alii,1969, 1971), per poi risalire al corrente livello inseguito alla deglaciazione post-wurmiana. que-st’ultima si attuò in due fasi successive: una prima,caratterizzata da una rapida ingressione del mare,che dall’inizio dell’Olocene si protrasse fino al-l’Optimum Climatico, ed una successiva, durante laquale il sollevamento fu più lento e di minore en-tità (mASTROnUzzI et alii, 1989).

In particolare, recenti studi (GALLICCHIO et alii,2003) hanno sottolineato un’evoluzione sedimen-taria pleistocenica di una parte del settore pugliesedi Avanfossa (settore pedemontano del Tavoliere dellePuglie; Foglio 407 “San Bartolomeo in Galdo”), so-stanzialmente diversa da quella registrata nelle re-stanti parti della Fossa Bradanica (TROPEAnO et alii,2002). Infatti, durante il ritiro del mare nel Pleisto-cene, questo settore di Avanfossa registrò un in-tenso sollevamento con erosione di una porzionedelle argille emipelagiche plio-pleistoceniche e deisuccessivi depositi marini terrazzati, come de-scritto più avanti (par. 1.2.4).

1.2. - CARATTERI LITOLOGICI E STRATIGRAFICI

L’assetto litologico-stratigrafico del territorio inesame deriva dall’evoluzione geodinamica del set-tore meridionale del bacino adriatico, già descrittanel precedente paragrafo (figg. 1.3, 1.4, 1.7 e 1.11).

La tavola 1(f.t.), riporta la Carta Geologicaschematica della regione pugliese e di una partedei terreni ad essa adiacenti, redatta sulla base deidati bibliografici disponibili (BOnARdI et alii, 1988;CIARAnFI et alii, 1988; CARTA TETTOnICA d’ITALIA).


ASSE

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Fig. 1.11 – Schemi paleogeografici dell’Italia Sud occidentale dal messiniano al Pleisocene medio (mod., da TROPEAnO et alii, 2002).– Palaeogeographic schemes of Southern-western Italy from Messinian to Middle Pleistocene (modified, from TrOPEANO et alii, 2002).

e f g

I numerosi studi sinora condotti hanno per-messo di delineare un quadro stratigrafico suffi-cientemente dettagliato delle successionisedimentarie localmente affioranti (successioni giuras-sico-quaternarie) nelle cinque aree fisiografiche di-stinte in Puglia, mentre i termini più antichi, nonaffioranti (successioni permotriassiche e triassiche), sonostati intercettati unicamente nei pozzi petroliferiprofondi (profondità anche maggiori di 6000 m).La successione permotriassica, quella più antica sovra-stante il basamento cristallino metamorfico pre-cambrico (crosta continentale dello spessore di25-30 km individuata con indagini geofisiche; unità2 in figura 1.4), è stata intercettata, ad esempio,dai pozzi Puglia 1 e Gargano 1, rispettivamente a-6100 m e a -4542 m s.l.m. (tav. 1f.t.). Essa è rap-presentata da depositi alluvionali e deltizi (arenarie,conglomerati e brecce poligeniche), passanti versol’alto a depositi calcarei oolitici di mare poco pro-fondo, e si sarebbe depositata tra il Permiano su-periore ed il Triassico medio, sul marginesettentrionale del paleocontinente africano. La suc-cessione supratriassica, sedimentatasi in una ambienteepicontinentale (unità 3 in figura 1.4), è stata inter-cettata nei già citati pozzi profondi, oltre che nel

pozzo Foresta Umbra (tav. 1 f.t.). Con spessori va-riabili da 1000 a 2500 metri circa, essa è costituitada calcari marnosi, marne e anidriti (Anidriti di Bu-rano), sottostanti a depositi più spiccatamente do-lomitici. Un esiguo lembo di questi depositi è statoindividuato in località Punta delle Pietre nere (ma-rina di Lesina). Trattasi dell’affioramento più anticoriconosciuto in Puglia, costituito da rocce ignee(melasieniti alcaline, melagabbri alcalini, ultramafitia grana grossa e porfiriti), carbonatiche (calcari nericompatti con intercalazioni di marne bituminosee calcari marnosi nerastri) e da gessi selenitici dicolore grigio-nerastro.

I caratteri litologici e stratigrafici delle succes-sioni sedimentarie affioranti nelle diverse porzionidel territorio pugliese, sono descritti nel seguito.

1.2.1. - Unità giurassico-oligoceniche della PiattaformaApula (Gargano, Murge e Salento)

Il corpo sedimentario fondamentale del territo-rio pugliese, di oltre 5000 m di spessore, è rappre-sentato dalle formazioni carbonatiche di etàgiurassico-cretacea della Piattaforma Apula, che pre-sentano al loro interno alcune lacune stratigrafiche


Fig. 1.12 – a) diagramma a blocco mostrante il differente comportamento della litosfera dell’Adriatico e della Puglia; b) confronto tra l’andamento della subduzione nell’area centrale dell’Adriatico rispetto a quello del settore meridionale dal tardo Pliocene al tardo Pleistocene (da dOGLIOnI et alii, 1944).

– a) Block diagram showing the different behaviour of Adriatic and Apulia lithosphere; b) subduction evolution in the central and southern Adriatic from Late Pliocene to Late Pleistocene (from DOGLIONI et alii, 1944).

dovute alle ripetute interruzioni nel processo sedi-mentario durante il mesozoico. Le successioni diretroscogliera (laguna, margine interno) affioranoin tutto il territorio pugliese, quelle di scogliera-margine si ritrovano estesamente nel Gargano e lo-calmente nelle Murge, infine, quelle di avanscogliera(margine esterno, pendio e bacino) affiorano uni-camente nelle porzioni orientali del Gargano (fig.1.14; tav. 1 f.t.).

Per quanto riguarda le successioni di retrosco-gliera (successioni di piattaforma carbonatica in tav.1 f.t.), la porzione inferiore, sottostante la lacunaturoniana, affiora unicamente nell’area garganica(età Calloviano-Aptiano) e nell’area sud-occiden-tale delle Murge (età Valangiano superiore-Ceno-

maniano superiore), ove raggiunge uno sviluppoverticale intorno ai 2000 m. La porzione superiore,sovrastante la stessa lacuna, invece, affiora estesa-mente nel Salento e nelle Murge (Coniaciano infe-riore–maastrichtiano) e solo localmente nel Gargano(Conaciano-Santoniano). In particolare, questaporzione di successione raggiunge spessori com-plessivi di circa 1000 m nel settore sud-orientaledelle Murge mentre nel Salento gli spessori comples-sivi sono alquanto maggiori. Infatti, nel Salento, illimite inferiore di questa porzione non affiora maè stato individuato nel sottosuolo in una perfora-zione eseguita nei dintorni di Ugento (tav. 1 f.t.)che ha attraversato per oltre 4.500 m l’intero si-stema carbonatico cretaceo e la parte terminale diquello giurassico, senza raggiungere la base dellaPiattaforma Apula (CIARAnFI et alii, 1988).

Sulla base dei recenti studi litologici, sedimen-tologici e biostratigrafici svolti, è stato proposto diattribuire il nome formazionale di Calcare di Bari(SPALLUTO et alii, 2005) a tutto l’intervallo stratigra-fico inferiore della successione, e quello di Calcaredi Altamura (GRAzIAnO, 1994, 1999, 2001) all’in-tervallo stratigrafico superiore (post-lacuna turo-niana) della stessa successione, distinguendodiversi membri all’interno di queste due forma-zioni (tav. 1 f.t.). Infine, localmente (area tarantina),l’intervallo stratigrafico più recente (maastrichtianosuperiore), ritenuto trasgressivo sul Calcare di Alta-mura, è stato attribuito alla formazione delle Dolomiedi Monte Sant’Elia. Secondo la recente nomencla-tura stratigrafica, per l’area garganica si dovrebberoabbandonare alcuni dei nomi formazionali noti inletteratura (Formazione di Sannicandro, Forma-zione di Rignano Garganico, Formazione di S.Giovanni Rotondo, Formazione di monte la Serra,Calcari di masseria quadrone, Calcari di monteSpigno e Calcari oolitici di Coppa Guardiola perl’intervallo inferiore, e di Calcari di masseria Lau-riola per l’intervallo superiore). Tuttavia, è neces-sario sottolineare che le successioni garganiche emurgiane ascrivibili al Calcare di Bari non sonocompletamente sovrapponibili. Infatti, i termini dietà Aptiano superiore-Albiano, non sono notinell’area garganica, e quelli di età Giurassico supe-riore-Cretaceo iniziale non affiorerebbero nelleMurge dove sicuramente sono stati intercettati in


Fig. 1.13 – a) Carta schematica mostrante la distribuzione e l’andamentodelle linee di costa pleistoceniche individuate nel territorio murgiano e sa-lentino (da AA.VV., 1999); b) rappresentazione schematica dei terrazzamenticreatisi per il graduale ritiro del mare durante il Pleistocene medio-Superiore

(da CIARAnFI et alii, 1988).– a) Schematic map showing the distribution and pattern of the Pleistocene coastlines in Murgiaand Salento (after AA.VV., 1999); b) sketch of the terraces produced as a result of the

gradual sea retreat during the Late-Middle Pleistocene (from CIArANFI et alii, 1988).

Linea di costadune costiereTraccia di sezione

profondità (v. Pozzo Puglia 1; tav. 1 f.t.). A tale pro-posito, COTECCHIA & zEzzA (1972) hanno rilevatola presenza di successioni dolomitiche di età Giu-rassico superiore-Cretaceo inferiore, ben visibile inaffioramento nella sponda destra del canale Camaggi;l’esistenza in affioramento di questa successione in-dicherebbe infatti che in corrispondenza delle attualimurge si era instaurato un ambiente di sedimenta-zione analogo a quello che ha caratterizzato la depo-sizione dei coevi sedimenti del Gargano occidentale.dal punto di vista tettonico, questo affioramentodimostrerebbe il generale e progressivo sprofon-damento verso sud del mesozoico pugliese a par-tire dall’horst garganico. Ciò indica l’esistenza diuna anticlinale con nucleo in Giurese.

delimitato al tetto da deposti bauxitici (ad esem-pio ex miniere di San Giovanni Rotondo e di Spi-nazzola) e da un vistoso modellamento carsico, il

Calcare di Bari, ben stratificato, è costituito da calci-lutiti, con una struttura prevalentemente a lamineplanari o ondulate di origine biologica (algale) omeccanica (idrodinamiche e di carico), e da calca-reniti, micro e macrofossiliferi; le diverse litologiesono di norma organizzate in ripetute sequenze ditipo ciclotemico, accumulatesi su vasti fondali lagu-nari,poco profondi, e caratterizzati da una bassa omedia energia delle acque. La ciclicità di sedimen-tazione prodotta dalle variazioni del livello marinoè contraddistinta anche da episodiche emersioni divariabile durata, le quali sono contrassegnate, a se-conda dei casi, da sottili livelli argillo-terrosi di co-lore rossastro, talora associati a microbrecce, comenel Gargano, o da tracce di grandi organismi (im-pronte di dinosauri), da resti di vegetati terrestrinonché da discordanze giaciturali.

nell’area garganica, le porzioni del Calcare diBari, ascrivibili al margine interno sono rappresen-tate da calcari biostromali (Lamellibranchi e Ga-steropodi) e da calcari oolitici.

nell’area murgiana sono stati individuati trebrevi intervalli calcarenitici (con spessore decime-trico) tipicamente ricchi di macroforaminiferi, as-sunti come “livelli guida” per la loro costantedistribuzione areale e posizione stratigrafica nel-l’ambito della successione in esame. Inoltre, nellastessa area del territorio pugliese, saltuariamentesono presenti strati e/o banchi di calcari organo-geni costituiti da specifiche associazioni a grossimolluschi marini (Rudiste), intercalati a diverse maben definite altezze stratigrafiche. Anche questi in-tervalli di spessori modesti (non superiori a pochedecine di metri) sono stati classificati come livelliguida e indicati in letteratura con nomi di localicentri abitati: “livello Andria” (età Valanginiano);“livello Corato” (età Bedouliano superiore), “livelloPalese” (età Albiano superiore-Cenomaniano infe-riore); “livello Sannicandro-Toritto” (età Cenoma-niano superiore). Bisogna anche segnalarel’esistenza di un livello con abbondanti scheletrifossilizzati di pesci (strati ittiolitici), di età cenoma-niana, affiorante nei dintorni di Rutigliano.

A diverse altezze stratigrafiche, alcuni strati roc-ciosi del Calcare di Bari presentano gli effetti di unadolomitizzazione, sia primaria sia secondaria, piùo meno spinta a seconda dei luoghi. In particolare,


Fig. 1.14 – a) Schema geologico dell’area di studio (da SPALLUTO et alii, 2005).Legenda: 1 – unità mesozoiche carbonatiche di scarpata e bacino; 2 – unitàmesozoiche carbonati che di piattaforma; 3 – unità alloctone meso-cenozoi-che appenniniche; 4 – unità plio-pleistoceniche di avanfossa e di avampaese;b) distribuzione degli ambienti deposizionali nella piattaforma carbonatica

apula al Giurassico superiore – Cretaceo inferiore (da AA.VV., 1999)– a) Geological sketch of the study area (after SPALLUTO et alii, 2005). Legend: 1 –slope and basin Mesozoic carbonate units; 2 – Mesozoic carbonate platform units; 3 –Meso-Cenozoic Apennine allochthonous units; 4 – Plio-Pleistocene foredeep and forelandunits; b) distribution of depositional environments in the Apulian carbonate platform

during Upper Jurassic and Lower Cretaceous (from AA.VV., 1999).

nell’area murgiana, sono presenti banchi di dolo-mie calcaree microcristalline di origine primaria,massive o con struttura vacuolare, ben riconoscibilinel loro complesso dal caratteristico colore grigioscuro dovuto alla presenza di sostanza organicacarbonizzata. I corpi massivi hanno uno spessoredi svariate decine di metri e sono in particolare lo-calizzati alla base (dintorni di Andria) e media su-periore (dintorni di Bitonto e di Palo del Colle).

Il Calcare di Altamura è costituito da una sequenzaritmica ben stratificata di calcari micritici e calcari aRudiste, in cui si individuano più tipi litologici: cal-cilutiti e calcareniti detritiche a grana più o menofine, a Foraminiferi, Ostracodi e alghe, calcilutiti ce-roidi grigio-nocciola con frammenti di Rudiste, cal-careniti a Rudiste, calcari incrostanti rossastri eterrosi, calcari dolomitici e dolomie calcaree. nel-l’area murgiana, il tratto riferibile al Campaniano-maastrichtiano inf. è costituito da calcari micritici ecalcari dolomitici con murgella spp, passanti acalcari dolomitici con Rhapydionina liburnica(RICCHETTI, 1975; REInA & LUPERTO SInnI, 1994).

Le Dolomie di Sant’Elia sono costituite da una se-quenza, spessa 50 m circa, di strati dolomitici di coloregrigio, a luoghi vacuolari, che affiorano limitata-mente nei dintorni di Poggiorsini e di massafra.

nell’area garganica, le successioni di scoglierae di margine esterno, riferibili all’intervallo crono-logico compreso tra il Giurassico terminale ed ilCretaceo inferiore (ad es. successioni di margine dipiattaforma: Monte Sacro e Calcari di Monte degli An-geli, tav. 1 f.t.), costituivano una barriera bioco-struita limitante l’ambiente di laguna da quello dimare aperto. Il corpo di scogliera è formato dabancate di calcari biogeni macrofossiliferi di tipocoralgale, che passano lateralmente al margineesterno, rappresentato da megabrecce e calcari bio-clastici con stratificazione lentiforme e rare inter-calazioni di calcari oolitici.

nell’area murgiana, la successione riferibile al-l’ambiente di scogliera-margine è localmente rap-presentata dai calcari biocostruiti di etàCenomaniano superiore affioranti nei dintorni diRuvo di Puglia (BA), costituenti una scogliera iso-lata con forma di dosso, di modeste dimensioniareali (alcune centinaia di metri) e limitati spessori(30 metri circa), impiantata nell’ambito del sistema

sedimentario del “livello Toritto-Sannicandro” delCalcare di Bari. L’associazione fossile è compostaessenzialmente da Rudiste tipiche di fondali mobili(Caprinidi) associati con forme di ambiente pro-tetto (Radiolitidi, Ippuritidi). La biocostruzione ècoperta, in alto e lateralmente, da una coltre di cal-cari detritici, clinostratificati, contenenti abbon-danti bioclasti derivanti dalla demolizione dellastessa biocostruzione.

nelle Murge le successioni di margine-scarpata,di età Campaniano superiore-maastrichtiano, affio-rano unicamente nei dintorni di Ostuni (tav. 1 f.t.)in discordanza sui calcari di piattaforma del Calcaredi Altamura. La successione di margine corrispondealla formazione del Calcare di Ostuni, costituita dacalcari biocostruiti a Rudiste, massicci in banchispessi molti metri, ai quali si alternano calcareniti ecalciruditi a Coralli, Foraminiferi bentonici e plan-ctonici (PIERI & LAVIAnO, 1989). La successione discarpata corrisponde al Calcare di Caranna, eteropicorispetto alla precedente formazione, che è costituitoda depositi detritici, da grossolani a molto grosso-lani, che formano accumuli estremamente caotici(blocchi di calcari biocostruiti a Rudiste dispersi inuna matrice bioclastica fine).

nel Gargano, gli affioramenti dei depositi dimargine-scarpata-pendio sono maggiormente estesi(fig. 1.15, tav. 1 f.t.). Occupando il settore centraledel Promontorio, essi sono costituiti da calcari do-lomitici e da dolomie selcifere, organizzati in se-quenze cicliche ad evoluzione verticale, sia positivasia negativa, con intercalazioni detritiche grosso-lane lentiformi, contrassegnate da abbondanti restidi macrofossili rimaneggiati, derivanti dalla demo-lizione della scogliera ad opera del moto ondoso.Sono altresì presenti, calcareniti torbiditiche (emi-pelagiti) con sottili liste di selce ed associazionimacro e microfossilifere di tipo bacinale. nell’am-bito di questa successione sono state distinte alcuneunità formazionali, tra cui i Calcari di Mattinata (si-nonimi: Calcari e dolomie di monte Iacotenente,Calcari bioclastici di mattinata, Formazione di Car-pino, Formazione di Rodi Garganico), i Calcari diMonte Sant’Angelo ed i Calcari di Monte Acuto (sino-nimi: Calcari tipo “craie” di monte Acuto, Calcare-niti di monte Acuto, Formazione di monte Acuto).

I Calcari di Mattinata (Berrasiano-Albiano) sono


costituiti da un’alternanza di calcari bioclastici,brecce calcaree e calcari compatti con liste e no-duli di selce; superiormente prevale la facies cla-stica con aumento delle dimensioni dei litoclasti,a luoghi sono presenti anche facies marnose. que-sta formazione è stata suddivisa in due membri(LUPERTO SInnI & mASSE, 1987) o in tre unità

(BOSELLInI et alii, 1993). Il contatto superiore coni Calcari di Monte Sant’Angelo è netto ed è marcatodalla lacuna stratigrafica di età albiana?-cenoma-niana (fig. 1.15).

I Calcari di Monte Sant’Angelo (Albiano supe-riore?-Cenomaniano superiore) sono rappresentatida banchi e lenti di megabrecce, alternate a calca-


Fig. 1.15 – Schema litostratigrafico e sequenziale delle successioni affioranti nel Promontorio del Gargano (da GRAzIAnO 1994, 1999, 2001; SPALLUTO et alii,2005; CASOLARI et alii, 2000; mod., da PAVIA & zUnInO, 2009).

– Lithostratigraphic and sequential sketch of the successions cropping out in the Gargano Promontory (after GrAzIANO 1994, 1999, 2001; SPALLUTO et alii, 2005; CASOLArIet alii, 2000; modified, from PAVIA & zUNINO, 2009).

reniti grossolane in banchi e a livelli centimetrici dicalcilutiti sabbiose.

Infine, la successione di pendio ascrivibile allaformazione dei Calcari di Monte Acuto (Coniaciano-Thanetiano superiore; GRAzIAnO & AdABBO,1996) è costituita da biocalcareniti bianco-gialla-stre, piuttosto friabili, stratificate; a luoghi sonopresenti calcilutiti e calcilutiti sabbiose a Forami-niferi planctonici, con livelli microbioclastici. In-fine, verso il basso, sono presenti intercalazioni dicalcari organogeni compatti, biancastri o giallastri,ora micritici ora olocristallini, mentre verso l’altosono frequenti le brecce carbonatiche, talora di-sposte in corpi canalizzati.

Le successioni bacinali affiorano unicamentenel settore orientale del Gargano (tav. 1 f.t.); sonorappresentate da depositi pelagici, che mostranostrette analogie litologiche con le classiche forma-zioni della Maiolica e della Scaglia dell’Appenninocentro-settentrionale. Tra queste due unità è local-mente interposto un corpo sedimentario lenti-forme, costituito da depositi marnosi e da argillitibituminose laminate (black shales) di ambiente anos-sico (Marne a Fucoidi).

La Maiolica (Valangiano?-Aptiano inferiore) ècostituita da calcari micritici bianchi, ricchi in fo-raminiferi planctonici con intercalazioni di calcilu-titi più o meno sabbiose, polverulente in superficie,disposte in strati centimetrici, a luoghi fortementedeformati da pieghe da scivolamento gravitativo eda faglie sin sedimentarie. In questa porzione dellasuccessione di bacino sono preponderanti le selci,sottoforma di liste, noduli e letti continui. Inoltre,all’interno della Maiolica, si rilevano corpi di breccecon clasti appartenenti alle unità formazionali dimargine-scarpata-pendio.

Le Marne a Fucoidi (Aptiano inferiore-Albianosuperiore) sono rappresentate da calcari micriticibiancastri, calcari marnosi grigi e marne calcareeverdastre, con livelli sottili di argille verdastre e rarilivelli di selce nera. A luoghi, sono presenti livellidi argilliti bituminose laminate (black shales) e stratisottili di calcareniti e calciruditi silicizzate.

La Scaglia (Albiano superiore-Santoniano infe-riore) è costituita da calcari micritici, leggermentemarnosi, in strati sottili e medi; si ritrovano ancheliste e noduli di selce, marrone chiaro o arancione,

e strati centimetrici di argille marnose. Lungo la fascia costiera garganica compresa tra

Peschici e Vieste, sulla successione di bacino è so-vrapposta, con un contatto discordante, la Forma-zione di Peschici, di età eocenica, depositatasi in unambiente costiero marginale e di pendio. Essa è co-stituita essenzialmente da banchi e strati di calciru-diti e calcareniti torbiditiche a macroforaminiferi(nummuliti), alternate e in graduale passaggio late-rale con calcitorbiditi sottilmente stratificate. La suc-cessione presenta una debole giacitura clinoforme,caratterizzata da frequenti discordanze geometriche.

nella fascia costiera salentina, da Otranto aLeuca, affiorano depositi eocenici, di margine-pen-dio, similari a quelli descritti per il Gargano. In di-scordanza (lacuna Paleocene-Eocene inferiore) suicalcari di piattaforma interna del Calcare di Alta-mura, questi depositi si ritrovano in lembi circo-scritti, di modesta estensione e spessore, costituitida calcareniti massive ad alveoline e nummuliti(Calcari di Torre Tiggiano di età Luteziano inferiore-Bartoniano) oppure da calcari bioclastici, ricchi dicoralli frammentati e Alghe corallinacee (Calcare diTorre Specchialaguardia di età Eocene superiore).Lungo il tratto costiero tra Castro e Leuca, questiultimi depositi si ritrovano sia sui lembi eocenicipiù antichi sia sugli strati cretacei del basamento.

nel Salento, infine, affiorano depositi trasgres-sivi di margine-pendio di età oligocenica, di mag-giore estensione areale e con spessori piùconsistenti. questi depositi sono rappresentati dadue unità stratigrafiche, tra loro sovrapposte: Cal-cari di Castro (Cattiano inferiore-medio) e Calcarenitidi Porto Badisco (Cattiano superiore). I Calcari di Ca-stro sono costituiti, in prevalenza, da calcari biocla-stici stratificati e da calcari organogeni in corpimassicci con facies di scogliera. nel loro com-plesso si tratta di sedimenti carbonatici di marginedi piattaforma con sviluppo di corpi biocostruiti astruttura massiccia associati a depositi bioclastici,prodotti dal disfacimento di scogliere. Il limite su-periore è costituito da una superficie erosionale piùo meno netta che li separa dalle sovrastanti Calca-reniti di Porto Badisco. quest’ultima formazione, de-positatasi in un ambiente di piana intertidaleesterna, è rappresentata da banchi di calcareniti ecalciruditi bioclastiche poco cementate con fora-


miniferi bentonici, alternati a calcari organogenicon coralli e abbondanti alghe calcaree. La stratifi-cazione non è evidente ed è marcata da superficiirregolari e da pacchi di lamine clinostratificate(CIARAnFI et alii, 1988).

1.2.2. - Unità mioceniche dell’Avampaese Apulo (Garganoe Salento)

Le coperture di età miocenica, depositatesi inambiente di piattaforma aperta o di litorale a seguitodi trasgressioni del mare su aree marginali dell’Avam-paese Apulo, affiorano su ampie superfici nel Salentoe solo localmente nel territorio garganico (tav. 1 f.t.).

Lungo il margine occidentale e settentrionaledel Gargano affiorano lembi delle coperture sedi-mentarie datate al miocene superiore, note comeCalcareniti di Apricena, che poggiano in trasgres-sione, con discordanza angolare, sul basamentocarbonatico di età giurassico-cretacea, con l’inter-posizione, nel distretto delle cave di Apricena, diun sottile paleosuolo costituito da terra rossa, riccadi resti scheletrici fossili (mammiferi, Uccelli, Ret-tili e Anfibi), che riempie le numerose fratture be-anti e le cavità carsiche presenti nel substrato.questa formazione miocenica è rappresentata daarenarie calcaree organogene di colore bianco-gial-lastro, tenere, con cemento calcareo scarso, pas-santi a calcilutiti, bianco-grigiastre e polverulente.Si presentano generalmente ben stratificate e a luo-ghi si osservano livelli pelitico-argillosi giallastri. Icaratteri litologici e l’associazione fossilifera ricon-ducono questa formazione ad un ambiente co-stiero coralligeno dell’infralitorale, instauratosi sufondali fangosi o rocciosi prospicienti ripidi pendii,o marginali rispetto ad una piattaforma appenasommersa (AA.VV., 1999). A tal riguardo, si distin-gue, quindi, una facies inferiore di ambiente co-stiero ed una, ad essa sovrastante, marcatamenteclinostratificata di ambiente più profondo.

nell’area salentina affiorano successioni strati-grafiche mioceniche, riferibili a due cicli sedimen-tari, probabilmente separati da una breve lacunasedimentaria, ben distinti sotto gli aspetti paleo-geografico e paleoambientale.

Al ciclo più antico (Burdigaliano-messiniano in-feriore; BOSSIO et alii, 1987, 1989) appartiene la for-

mazione della Pietra leccese, in trasgressione sia suicalcari cretacei sia su quelli paleogenici. Essa è co-stituita da calcari detritici, calcari bioclastici e dauna biocalcarenite giallina, talvolta verdognola perla presenza di glauconite, priva di stratificazione.La parte alta della formazione mostra facies micri-tiche glauconitiche di colore verde scuro mentrenella parte bassa sono presenti orizzonti di calcarimicritici glauconitici, noti in letteratura col termine“piromafo”. La base è contrassegnata da un con-glomerato con ciottoli calcarei o da depositi con-tinentali argillosi o grigio-giallastri o nerastri conlivelli di lignite (dEL PRETE & SAnTAGATI, 1972).A Sud di Otranto, lungo il margine costiero orien-tale, la formazione della Pietra leccese è sostituitadalla Calcarenite coralligena di Serra del Mito (Lan-ghiano-Tortoniano; Foglio 537 “Capo di S. mariadi Leuca” della Carta Geologica d’Italia alla scala1:50.000). quest’ultima formazione è rappresen-tata da una calcarenite fosfatico-glauconitica di co-lore bruno rosato o grigiastro, ricca in macrofossili,in prevalenza Coralli solitari, Lamellibranchi, Ga-steropodi, Cefalopodi pelagici (“livello ad Aturia”)e Foraminiferi planctonici, geneticamente riferibilead una sedimentazione condensata (hardground),prodottasi su bassi fondali circoscritti in ambientemarino.

I depositi del ciclo sedimentario successivo(messiniano inferiore) costituiscono un sistema de-posizionale di piattaforma carbonatica, affiorantelungo il tratto salentino tra Castro e Leuca, con gia-citura trasgressiva sulle unità più antiche, cretaceo-mioceniche. Trattasi della formazione delleCalcareniti di Andrano, depositatasi in un ambientetidale/intertidale di piattaforma carbonatica in-terna, con il Membro di Gagliano del Capo formatosiin un ambiente di margine-pendio di piattaforma.Le Calcareniti di Andrano sono costituite da calcarenitie calciruditi ben stratificate, a luoghi oolitiche construttura laminare a festoni, diagenizzate o semicoe-renti con abbondanti macrofossili, rappresentati inprevalenza da gusci di molluschi e Brachiopodi dimedie e piccole dimensioni e da Echini e Briozoi,di ambiente intertidale. nella parte inferiore sonopresenti intervalli stratigrafici con intercalazioni sil-titiche a fitta laminazione planare, in molti luoghiscompaginati e brecciati per effetto di deformazioni


gravitative (slump). Il Membro di Gagliano del Capoconsiste in una biocostruzione coralligeno (Poritessp.) - algale (Halimeda sp.), marginata da brecce ecalciruditi con frammenti corallini e da calcarenitilaminari clinostratificate macrofossilifere (Serpulidi,Vemetidi, Pettinidi), con intercalazioni di calcisiltitimicrofossilifere (Foraminiferi bentonici e planto-nici) nella parte distale.

1.2.3. - Unità plio-pleistoceniche dell’Avanfossa Appenni-nica e dell’Avampaese Apulo (intero territorio)

Alle unità mioceniche seguono le formazioniplio-pleistoceniche, testimoni delle trasgressioni ma-rine che interessano, durante il Pliocene e l’inizio delquaternario, aree della Piattaforma Apula e il settoremeridionale dell’Avanfossa Appenninica (Fossa Brada-nica) e che concludono il periodo di estesa continen-talità durato per gran parte del messiniano (par. 1.1).

nell’area garganica, la successione marina plio-pleistocenica è organizzata in due corpi litologici,separati da discontinuità ubiquitarie, che si sonodepositati in un’area tettonicamente attiva: uncomplesso inferiore carbonatico, a sua volta di-stinto in due unità sovrapposte, ossia la Formazionedel Lago di Varano e la Formazione dei Calcari a Briozoied un’unità silicoclastica superiore, ossia la Forma-zione di Serracapriola (PAVIA et alii, 2010). La Forma-zione del Lago di Varano, datata al tardo zancleanoPiacenziano inferiore?, poggia sulle terre rosse re-siduali di età messiniana-pliocenica o direttamentesulla superficie carsificata del Calcare di Bari, delmesozoico. La parte inferiore di questa forma-zione comprende tre litozone: litozona pelitico-cal-carea (strati calcarei da medi a spessi, alternati a piùsottili livelli argillosi bioturbati di colore verdastro),litozona calcarenitica (grainstones peloidali e bio-clastiche ben classate a tessitura da fine a grosso-lana) e litozona a megabreccia. Le prime duetestimonierebbero una trasgressione con transi-zione da facies lagunari a infralitorali, mentre quellacostituita da un singolo strato tabulare di mega-breccia è interpretata come il risultato deposizio-nale di uno tsunami. La porzione superiore dellaFormazione di Varano, al di sopra di una disconti-nuità con evidenze di esposizione subaerea, com-prende sei litozone, con caratteri biostromali, i cui

rapporti geometrici ed i loro spessori alquanto va-riabili riflettono le irregolarità topografiche delfondale e le variazioni del tasso di sedimentazione.

La Formazione dei Calcari a Briozoi, datata al Plio-cene superiore (Piano Gelasiano), con limite infe-riore erosivo e livelli basali con ciottoli erosi dalsubstrato, è costituita da calcareniti bioclastiche damedie a grossolane, poco cementate ed organiz-zate in strati da decimetrici a metrici, con superficidi stratificazione mal definite. Le caratteristichedelle facies sedimentarie rilevate all’interno di que-sta formazione sono riconducibili, in parte, ad untrend regressivo dell’area di sedimentazione conpassaggio da sedimenti di ambiente circalitorale adepositi dell’infralitorale superiore, i quali prelude-vano a una fase litorale con emersione nei settoriorientali (PAVIA et alii, 2010).

Infine, la Formazione di Serracapriola, datata alPliocene superiore?-Pleistocene inferiore, rappre-senterebbe la chiusura del ciclo marino ovest–gar-ganico e si sarebbe depositata in un ambientedeposizionale tipo fan-delta, con apporto detriticodai quadranti nordoccidentali (CAPUAnO et alii,1996; CASOLARI et alii, 2000; PAVIA et alii, 2010).Essa è costituita da sabbie siltose con stratifica-zione piano-parallela passanti verso l’alto a sabbiecon stratificazione incrociata a grande scala.

nell’area salentina, la successione marina plio-cenica è rappresentata da due formazioni geologi-che: la Formazione di Leuca (Pliocene inferiore) e laFormazione di Uggiano La Chiesa (Pliocene superiore-Pliocene inferiore).

nell’aggiornamento della nuova cartografiageologica (Fogli 536 “Ugento” e 537 “Capo di S.maria di Leuca” della Carta Geologica d’Italia allascala 1:50.000), la Formazione di Leuca è riportatacome Trubi. Limitata inferiormente da una super-ficie inconforme, discordante sull’unità cretacea(Calcare di Altamura) e su quella miocenica (Calca-reniti di Andrano), essa è costituita da brecce e con-glomerati calcarei passanti verso l’alto a calcarenitiglauconitiche semicoerenti di colore giallo verda-stro, massive o con saltuaria stratificazione in ban-chi, ricche di Foraminiferi pelagici (Globigerinidied Orbulinidi) con intercalazioni di livelli macro-fossiliferi (Lamellibranchi). La sedimentazione diqueste calcareniti sarebbe avvenuta nella zona


esterna di un ambiente neritico profondo.In trasgressione sulle unità cretaceo-plioceni-

che, quindi con un limite inferiore inconforme ediscordante, affiora la Formazione di Uggiano LaChiesa, che è rappresentata da calcareniti e calcisil-titi fossilifere (Lamellibranchi, Echini, Crostacei,Pesci, Briozoi, Alghe, Foraminiferi bentonici), adiagenesi incompleta, di colore giallo chiaro, mas-sive o stratificate in banchi, sedimentatesi in unambiente neritico, da costiero ad aperto.

La serie geologica plio-pleistocenica continuacon la successione del Pliocene superiore?-Plei-stocene inferiore depositatasi a seguito di unasommersione più estesa dell’Avampaese Apulo.questa successione, infatti, affiora in gran partedel territorio pugliese (tav. 1 f.t.) secondo lembidiscontinui (estremo occidentale del Gargano,Murge e Salento) o estesi affioramenti (Fossa Pre-murgiana e Tavoliere delle Puglie). Essa è rappresen-tata, in affioramento, dalle Calcareniti di Gravina,passanti verso l’alto e lateralmente per alternanze,ma rapidamente, alle Argille subappennine. A se-guito del sollevamento neotettonico dell’area edel conseguente ritiro del mare (par. 1.1), dalleArgille subappennine si passa gradualmente ai de-positi regressivi costieri (Sabbie di Monte Marano eConglomerato di Irsina; tav. 1 f.t.)

nelle aree murgiane e salentine, la formazionedelle Calcareniti di Gravina (Pliocene superiore?-Plei-stocene inferiore) affiora su aree più o meno esteseo lembi residui, preferenzialmente in zone de-presse. In affioramento il suo spessore è intornoai 30-50 m mentre nel sottosuolo raggiunge gli 80m. I maggiori spessori sono presenti soprattuttosul lato bradanico, verso la Fossa Premurgiana, e suquello ofantino delle Murge (CIARAnFI et alii, 1988).Essa è costituita da biocalcareniti e biocalciruditiintrabacinali e/o da calciruditi terrigene a clasticalcarei erosi dalle unità cretacee di avampaese(TROPEAnO, 1994). Sono presenti alcune interca-lazioni calcilutitiche e talora, in alcune depressionimorfotettoniche, si rilevano alla base delle argillee limi calcarei continentali (PIERI, 1975; IAnnOnE& PIERI, 1979, 1983). L’ambiente di sedimenta-zione è quello di spiaggia-piattaforma e, alla base,da piana alluvionale a laguna salmastra. Le Calcare-niti di Gravina poggiano in trasgressione sui termini

cretacei nelle Murge e nel Salento settentrionale,mentre sui depositi paleogenici nel settore centro-meridionale del Salento.

Le Argille subappennine (Pliocene superiore?-Plei-stocene medio?) sono costituite da argille e argillemarnose, a luoghi fittamente stratificate, di coloregrigio e giallastro, quando sono alterate, passantiverso l’alto ad argille limose e/o sabbiose. A diversealtezze dal piano campagna, sono presenti livelli elenti sabbioso-limosi, maggiormente frequenti nelleporzioni superiori della successione, e livelli vulca-noclastici di diversa età (CIARAnFI et alii, 1996).

I depositi regressivi costieri del Pleistocene infe-riore-medio sono quindi rappresentati dalle Sabbiedi Monte Marano, passanti verso l’alto al Conglomeratodi Irsina, formazioni geologiche affioranti nel settoreinterno della Fossa Premurgiana o a ridosso della ca-tena appenninica (tav. 1 f.t.). Le Sabbie di Monte Ma-rano (Pleistocene inferiore-medio) sono costituite dasabbie quarzose e calcaree mentre il Conglomerato diIrsina (Pleistocene medio) è rappresentato da unconglomerato poligenico in banchi.

Le Argille subappennine poggiano in continuitàdi sedimentazione verticale e laterale sulle Calcare-niti di Gravina, lungo le rampe dell’Avampaese Apuloe sulla successione plio-pleistocenica dell’AvanfossaAppenninica (Fossa Premurgiana e Tavoliere delle Pu-glie). Ad esempio, nell’area del Tavoliere, questa for-mazione passa in profondità alla successioneargilloso-sabbiosa plio-pleistocenica di AvanfossaAppenninica, ricostruita da BALdUzzI et alii(1982), attraverso l’analisi di numerosi sondaggiperforati per ricerche di idrocarburi nell’area delsettore pugliese dell’Avanfossa. Trattasi di unasuccessione argillosa e argilloso-sabbiosa, abba-stanza omogenea in senso longitudinale (nnO-SSE) ma che presenta apprezzabili variazioni insenso trasversale. In particolar modo, i corpi sab-biosi presenti all’interno della successione si ridu-cono lateralmente verso Est, terminando a pinchout verso nE, fino ad essere completamente so-stituiti da argille di piattaforma. Ad Ovest, ai mar-gini dell’Appennino, questa successione è troncatadalle coltri alloctone, mentre il suo spessore tendea diminuire verso l’Avampaese. Le ripetute e irre-golari alternanze degli strati sabbiosi, a luoghighiaiosi, sono stati interpretati come intervalli di


sedimentazione torbiditica. BALdUzzI et alii (1982)hanno evidenziato inoltre la progradazione versooriente dei corpi torbiditici e il ringiovanimento,nella stessa direzione, della trasgressione basale.Le porzioni affioranti di questa successione sonorappresentate dalle Argille subappennine e dai Depo-siti regressivi costieri pleistocenici. Una dettagliatadescrizione dei depositi plio-pleistocenici di avan-fossa è contenuta in PATACCA & SCAndOnE (2001,2007), che hanno raggruppato tali depositi in dueprincipali sequenze deposizionali (P1-2 e q1-2 inPATACCA & SCAndOnE, 2007; fig. 1.16). La primasequenza (P1-2) è costituita da due unità torbiditi-che (3.30-1.83 ma) che ricoprono in disconformitàdei depositi emipelagici del Pliocene inferiore-medio (3.70-3.30 ma). nell’area del Basso Molise-Gargano, questi depositi possono raggiungere unospessore massimo di circa 200 metri. L’unità tor-biditica inferiore è costituita da arenarie e peliti fi-nemente stratificate passanti lateralmente a solopeliti, mentre quella superiore, delimitata alla baseda un livello calcarenitico, è caratterizzata da unrapporto sabbia/argilla maggiore. questa primasequenza corrisponde al cuneo clastico sabbioso-argil-loso pre-rampa descritto da PATACCA & SCAndOnE(2001) e mostrato nei profili geologici di figura1.17. La successione all’interno di questo cuneo ècostituita quindi dalla sequenza torbiditica arena-ceo-pelitica che, nell’area del basso molise-Gar-gano, presenta uno spessore massimo pari a400-450 metri. La sequenza sedimentaria pleisto-cenica (q1-2) include cinque unità deposizionali(fig. 1.16). L’unità inferiore (1.83-1.57 ma) è rap-presentata da un deposito di emipelagiti, moltosottile. La seconda (1.57-1.50 ma) è una unità tor-biditica, spessa al massimo 1500 m, corrispon-dente al cuneo clastico argilloso-sabbioso di sin-rampa diPATACCA & SCAndOnE (2001) che, nelle porzioniinterne, risulta troncato dalla rampa frontale del-l’alloctono (fig. 1.17). Le porzioni più interne diquesta unità sono prevalentemente costituite dadepositi caotici franati dal fronte dell’alloctono(ROSSI, 1986). La terza unità (1.50-1.25), rappre-sentata da depositi torbiditici bacinali, localmentecanalizzati, costituisce la base di un deposito chetrasgredisce in discordanza angolare sulle unità sot-tostanti, incluse quelle dell’alloctono. Essa passa

verso l’alto ad un sistema argilloso (e subordinata-mente sabbioso-argilloso) trasgressivo costituito es-senzialmente da peliti con qualche intervallosabbioso (quarta unità con età 1.25-0.92; depositotrasgressivo di post-rampa in figura 1.17), che a suavolta passa gradualmente verso l’alto ad un sistemaargilloso-sabbioso progradante, costituito da peliti dipiattaforma (quinta unità 0.99-0.66; depositi anti-chi post-ramp prograding in figura 1.17). Le ultime dueunità identificano la formazione delle Argille subap-pennine delimitata in alto dalla base dei depositi re-gressivi (0.66 ma in figura 1.17), costituiti dallearenarie di acque poco profonde (Sabbie di MonteMarano in figura 1.16) passanti verso l’alto ai con-glomerati fluvio-deltizi (Conglomerato di Irsina in fi-gura 1.16). Infine, è importante evidenziare che leetà attribuite nei lavori di PATACCA & SCAndOnE(2001, 2004, 2007) ai corpi plio-pleistocenici del-l’avanfossa sono alquanto diverse da quelle ripor-tate in letteratura e nei logs di pozzo per il settoremeridionale dell’avanfossa (CASnEdI et alii, 1981;BALdUzzI et alii, 1982), le quali risultano essere cro-nologicamente più antiche rispetto alle altre. que-sto “invecchiamento” può derivare da attribuzionicronologiche errate giustificate dai diffusi feno-meni di rimaneggiamento che caratterizzano learee di avanfossa (PATACCA & SCAndOnE, 2001).

1.2.4. - Unità pleistoceniche - oloceniche (intero territorio)

queste unità sono rappresentate dai Depositi ma-rini terrazzati del Pleistocene medio-superiore e daiDepositi alluvionali terrazzati del Pleistocene medio-Olocene?, riferibili a più cicli sedimentari marini e/ofasi di alluvionamento, nonché dai Depositi fluviali re-centi ed attuali (Pleistocene superiore-Olocene) e daiDepositi costieri attuali olocenici (tav. 1 f.t.). nella nuovacartografia geologica i depositi terrazzati sono ascri-vibili a diversi Supersintemi (ad es. alluvionali: Super-sintema del Tavoliere delle Puglie e quello del FiumeOfanto, tra quelli marini il Supersintema delle Murge).Secondo la nomenclatura stratigrafica internazio-nale, attualmente in vigore, il sintema è l’unità fonda-mentale della stratigrafia, delimitata da limitiinconformi. In base all’importanza stratigrafica dellediscontinuità che delimitano le unità, il sintema è sud-divisibile in due o più subsintemi, così come due o più


sintemi possono essere raggruppati in un supersintema.In generale, i Depositi marini terrazzati (Supersintemi

marini) sono depositi di spiaggia e di piana costiera,da sabbiosi a conglomeratici (sabbie quarzose gial-lastre, calcari coralgali, calcareniti organogene, con-glomerati etc.) oppure limosi o sabbioso limosi.Essi poggiano in discordanza su superfici di abra-sione, poste a quote diverse ed incise nel substratoceno-mesozoico, nei depositi plio-pleistocenicidella Fossa Bradanica e nei depositi terrazzati più an-

tichi. Superiormente ogni unità è definita da unasuperficie strutturale pianeggiante corrispondentead un terrazzo marino, delimitato a monte e a valleda un gradino, il quale corrisponde a tratti di paleo-linee di costa (RICCHETTI et alii, 1988).

nell’area delle murge, ad esempio, sono stateindividuate sedici paleolinee di costa che si elevanoda circa 340 m sino a circa 2-6 m sull’attuale livellomarino (fig. 1.13b); i tre terrazzi più elevati sonoperò privi di depositi. In corrispondenza di alcune


Fig. 1.16 – diagramma cromo stratigrafico dei depositi plio-pleisocenici della catena, del bacino di avanfossa e dell’avampaese nell’area attraversata dal profiloCROP-04 (mod., da PATACCA & SCAndOnE, 2001, 2007).

– Chrono-stratigraphic chart of Plio-Pleistocene deposits of chain, foredeep and foreland in the area crossed by the CrOP-04 profile (mod., from PATACCA & SCANDONE, 2001, 2007).

3,70

placche di questi depositi sorgono diversi centriabitati delle Murge come Gioia del Colle, Acquavivadelle Fonti, Cassano murge e Casamassima. Infatti,nel passato gli affioramenti di questi depositi sonostati ritenuti luoghi idonei per degli insediamentiumani, essendo sede, come si vedrà in seguito, difalde freatiche, se pure modeste (cap. 15).

nell’area salentina, dove affiorano estesamentenella Depressione tarantino-brindisina, sono stati rico-nosciuti dieci episodi sedimentari relativi ad altret-tante superfici terrazzate che si elevano da circa180 m sino a 2-3 m sull’attuale livello marino (fig.1.13b). In taluni casi il contatto è sottolineato dalivelli di terra rossa. Lo spessore, generalmentemolto esiguo, raggiunge al massimo i 10 metri.

I Depositi marini terrazzati, costituiti da ghiaie,sabbie e limi, affiorano estesamente invece in tuttoil Tavoliere delle Puglie, ove raggiungono spessori rag-guardevoli, fino a circa 100 m in prossimità dellacosta. In questo settore del territorio pugliese,dELAnO SmITH (1973) ha distinto sei ordini di ter-razzi marini e precisamente, partendo dal più antico:- 400 m s.l.m. ai margini dell’Appennino dauno(Calabriano), che corrisponde presumibilmente allasuperficie sommitale del Conglomerato di Irsina;- fra 250 m e 150 m s.l.m., visibile nei pressi di S.Severo e Cerignola, riferibile al Siciliano;- fra 100 m e 50 m s.l.m. costituente la spianata diFoggia e riferito al milazziano;


Fig. 1.17 – a) Carta geologica schematica con le isosisme del terremoto del 1627; b) sezioni geologiche schematiche (mod., da PATACCA & SCAndOnE, 2004).Legenda: 1 – depositi oleocenici; 2 – depositi continentali del Pleistocene medio e Superiore; 3 – depositi marini regressivi e continentali del Pleistocene medio;4 – argille marine del Pleistocene Inferiore; 5 – depositi della Catena Appenninica; 6 – carbonati della Piattaforma Apula; 7 – fronte sepolto della Catena

Appenninica; 8 – sovrascorrimenti; 9 – faglie; 10 – traccia dei profili geologici riportati nel riquadro sottostante; 11– isosisme del terremoto 1627. – a) Schematic geological map, showing the 1627 earthquake isoseismic lines; b) schematic geological sections (modified, from PATACCA & SCANDONE, 2004). Legend: 1 – Holocene deposits;2 – Middle - Upper Pleistocene continental deposits; 3 – Middle Pleistocene marine regressive and continental deposits; 4 – Lower Pleistocene marine clays; 5 – Apennine Chain deposits;6 – Apulian Platform carbonates; 7 – buried front of the Apennine Chain; 8 – thrusts; 9 – faults; 10 – line of geological profiles shown in the inset; 11 – 1627 earthquake isoseismic lines.

a

b

- fra 35 m e 30 m s.l.m., relativo alla spianata diAmendola e Trinitapoli (Tirreniano);- intorno ai 15-12 m s.l.m. del monastiriano, rin-venibile in piccole placche residue come a masseriaCupola;- a circa 5 m e 3 m s.l.m., ricoperto da colmate ar-tificiali (nizzano o Versentiano).

Secondo gli studi svolti da CALdARA &PEnnETTA (1989, 1991) e da BOEnzI et alii, (1992),nel settore meridionale del Tavoliere, quello com-preso tra il Fiume Ofanto e il Torrente Cervaro, iltetto delle Argille subappennine è conformato in ri-piani inclinati e degradanti verso il Golfo di man-fredonia, interpretati come spianate di abrasionemarina formatesi in concomitanza di stasi del li-vello marino (tav. 1 f.t., fig. 1.18). durante la gene-rale regressione pleistocenica del mare, le linee dicosta non sono arretrate parallelamente fra di loro,ma da un originario allineamento nO-SE (v. lespianate I e II di tab. 1.1 e fig. 1.18), si sono dispo-ste progressivamente verso E-O (spianata V) e suc-cessivamente si sono riallineate secondo l’attualelinea di costa (nO-SE). Sulle succitate nove spia-nate, sono stati riconosciuti depositi marini ricon-ducibili ad uno o più cicli sedimentari, inparticolare le spianate I-III sono sormontate da se-dimenti marini depositatisi in un unico ciclo. Glispessori di questi depositi decrescono a partiredalla quota più alta e sono costituiti in prevalenzada litofacies grossolane con una copertura sommi-tale conglomeratico-ghiaiosa. Altresì, le spianateIV-IX sono formate da almeno due cicli sedimen-tari, con litofacies sabbiose passanti ad argilloseprocedendo verso l’attuale linea di costa. Infine,sono state riconosciute facies lagunari a diversa sa-linità nei depositi sovrastanti le spianate I, V, VI(secondo ciclo) e IX (terzo ciclo).

In riferimento ai Depositi marini terrazzati pre-senti nel settore centrale del Tavoliere (dal TorrenteCervaro sino a poco più a nord di S. Severo), glistudi sulle fasi di terrazzamento sono ancora incorso. Allo stato attuale delle conoscenze, al tettodelle Argille subappennine, sono stati individuati inmaniera frammentaria lembi di depositi marini ri-feribili a 16 spianate di abrasione, di cui il marginepiù interno della spianata più alta individuata èposto a 430 m s.l.m. (mOCCIA, 1993). Inoltre,

anche in questo settore sono stati rilevati più ciclisedimentari sovrapposti e il loro numero tende adaumentare verso l’attuale linea di costa.

Infine, nel “settore settentrionale” del Tavoliere,posto a nord dell’allineamento strutturale Torre mi-leto-diga di Occhito, le Argille subappennine affiorantidiffusamente a ridosso della Catena Appenninicasono troncate dai Depositi marini terrazzati, i quali pre-sentano il loro maggiore spessore. Infatti, nel pozzoTermoli mare 1, il tetto della formazione argillosapleistocenica è stato ritrovato a circa 138 m dal p.c.L’unico dato biostratigrafico significativo è quelloconnesso alla presenza del Tirreniano in corrispon-denza di un affioramento di biocalcareniti nei pressidi Punta delle Pietre nere, poco al di sopra del livellodel mare. L’attuale piana costiera sembra, inoltre, es-sere marcata da evidenze morfologiche riferibili alleoscillazioni della linea di costa a partire dall’Optimumclimatico fino ad oggi (mASTROnUzzI et alii, 1994).

Per quanto riguarda i Depositi alluvionali terrazzatiaffioranti nel Tavoliere (tav. 1 f.t.), essi sono costituitida ciottoli poligenici, a luoghi cementati, con in-tercalazioni sabbiose, da sabbie, argille e limi, se-condo alternanze lenticolari che si incrociano eanastomizzano di frequente (COTECCHIA, 1956).nella parte più superficiale, questi depositi sonointeressati da una crosta evaporitica di natura cal-carea, il cui spessore può raggiungere anche gli ottoo dieci metri (COTECCHIA, 1956; CALdARA &PEnnETTA, 1993) e la cui genesi sarebbe ricondu-cibile al fenomeno della risalita capillare e al climafortemente arido che in passato ha caratterizzatol’area. questi depositi poggiano in trasgressione inparte sui depositi plio-pleistocenici di avanfossa edin parte sui Depositi marini terrazzati.

In base agli studi svolti da PAREA (1986), il Ta-voliere risulta essere costituito da una serie di pianealluvionali, ognuna incisa nella precedente, poste aquote diverse; le maggiori inclinazioni si riscon-trano in quelle più antiche e più lontane dall’Ap-pennino. I livelli di base delle pianure, corrispon-denti a livelli di mare alto, si troverebbero attual-mente sommersi nel Golfo di manfredonia o co-perti dai depositi alluvionali olocenici. nellospecifico, le coltri alluvionali dei Torrenti Fortore,Carapelle e Cervaro, appartenenti al Supersintema delTavoliere, sono state suddivise in tre orizzonti prin-


cipali: le alluvioni grossolane basali, quelle fini pe-dogenizzate intermedie e infine le alluvioni finisommitali. L’orizzonte pedogenizzato è riferitoall’Età del Bronzo, data la presenza di reperti ar-cheologici in questo intervallo in località Tertivieri(Torrente Vulgano).

Con riferimento al settore pedemontano del Ta-voliere delle Puglie, che si estende dal fronte del Su-bappennino dauno fino all’area di Lucera, i recentirilevamenti geologici (Foglio 407 “San Bartolomeoin Galdo”, scala 1:50.000) hanno individuato setteprincipali sintemi all’interno del Supersintema del Ta-voliere delle Puglie (GALLICCHIO et alii, 2003), rinvenutiin corrispondenza di più paleosuperfici poste a dif-ferenti altezze sul livello del mare. Il loro substrato,costituito quasi ovunque dalle argille sabbiose su-praplioceniche ascrivibili alle Argille subappennine, èsolo a luoghi rappresentato, verso monte, da unità

appenniniche, e verso valle da altri depositi alluvio-nali più antichi. La superficie di base di ogni singolosintema è risultata essere inclinata verso Est, conangoli decrescenti da monte verso valle (da 2.6° a0.5°); inoltre, a parità di distanza dalla catena, i sin-temi più antichi hanno mostrato angoli di inclina-zione maggiori rispetto ai sintemi più giovani. Essiaffiorano in lembi residui e di spessore variabile dapochi metri ad un massimo di 10 m, e sono costi-tuiti da ghiaie poligeniche ed eterometriche con gra-nuli da qualche cm a blocchi di oltre 1 m (conembriciature prevalenti provenienti da O), associatead intercalazioni lenticolari di sabbie grossolane. damonte verso valle, le ghiaie mostrano un passaggiograduale a depositi sabbiosi o ghiaiosi con maggiorpresenza di lenti sabbiose, nonché un aumento delgrado di classazione ed una diminuzione di matrice.Infine si è osservato un passaggio da corpi ghiaiosi


Tab.1.1 - Schema riassuntivo delle spianate di abrasione al tetto delle Argille subappennine rilevate nel Tavoliere meridionalee relativi cicli sedimentari ad esse sovrapposti (da CALDArA & PENNETTA, 1991, 1993)

– Scheme of the abrasion flatlands at the top of the sub-Apennine clays in the southern Tavoliere plainand related superimposed sedimentary cycles (from CALdARA & PEnnETTA, 1991, 1993).

Ordine dellaspianata di

erosioneLocalità

Quota margineinterno

(m s.l.m.)n° cicli

riconosciuti Litologia Spessore (m)

I Salvetere – Posta da piedi 250 1 sabbioso-conglomeratico 77

II Capacciotti 220-210 1 arenaceo-conglomeratico 50

III Fontana del Bue 140 1 sabbioso-arenaceo-ghiaioso 40

IV mass.Tramezzo – mass. Toro 110 2 sabbioso-conglomeratico

argilloso-sabbioso4010

V Cerignola 90 1? sabbioso-argilloso-sabbioso 40

VI Ortanova – San Ferdinando 20 2arenaceo-sabbioso

ghiaioso-argilloso-sabbioso1640

VII Posta Uccello - Trinitapoli 0 2 sabbioso arenaceoargilloso-conglomeratico

3023

VIII Guado Guarnieri – Pal. Piccardi -20 2 ghiaioso-argilloso

ghiaioso-argilloso2525

IX Posta Giordano - Cerina -40 3sabbioso-conglomeratico

sabbioso-argillosoargilloso-sabbioso

101219

non stratificati, massivi e privi di strutture sedimen-tarie, a corpi sabbioso-ghiaiosi con accenni di stra-tificazione e rare forme erosive canalizzate eorientate Est–Ovest (GALLICCHIO et alii, 2003). Inbase ai caratteri sedimentologici e morfologici,nell’area pedemontana del Tavoliere, il Supersintemadel Tavoliere delle Puglie sarebbe rappresentato da de-positi di ambienti di conoide alluvionale da prossi-male a distale, fino al passaggio con depositialluvionali di tipo braided; ciascun sintema deposi-zionale presenta un trend evolutivo retrogradazio-nale. In sintesi, secondo quanto riportato in

GALLICCHIO et alii, 2003, il settore pedemontanodel Tavoliere delle Puglie, ricadente nel Foglio 407“San Bartolomeo in Galdo”, avrebbe mostratoun’evoluzione sedimentaria differente da quelladegli altri settori della Fossa Bradanica. Infatti, mentrein gran parte della Fossa Bradanica (area lucana com-presa fra Genzano di Lucania e la zona costiera me-tapontina e, più a nord, area pugliese da AscoliSatriano a Barletta e dalla valle del fiume Fortorefino alla fascia costiera di Lesina) sulla formazionedelle Argille subappennine poggia una serie di depositigrossolani costieri (Depositi costieri regressivi, in PIERI


Fig. 1.18 – Settore meridionale del Tavoliere: morfologia sepolta del tetto delle Argille in contatto con le sovrastanti Sabbie di monte marano (A) (da BOEnzIet alii, 1992; CALdARA & PEnnETTA, 1993). Legenda: I÷IX – spianate a quote via via decrescenti procedendo dall’interno verso la costa; 1 – scarpata di abrasionemarina superiore a 30 m; l.m.m. 2 – scarpata di abrasione marina inferiore a 30 m; l.m.m. 3 – scarpata di erosione fluviale; 4 – scarpata di erosione di origine

complessa; 5 – scarpata di origine incerta; 6 – margine interno di terrazzo; 7 – paleoalveo.– Southern sector of the Tavoliere plain: morphology of the buried top of the sub-Apennine Clays at contact with the overlying Monte Marano sands (A) (from BOENzI et alii, 1992;CALdARA & PEnnETTA, 1993). Legend: I÷IX – terraces (roman numbers indicate levels at decreasing altitude from inland toward the coastline); 1 – marine abrasion scarp higher than 30 m; l.m.m. 2 – marine abrasion scarp lower than 30 m; l.m.m. 3 – fluvial erosion scarp; 4 – erosion scarp of complex origin; 5 – scarp of uncertain origin; 6 – inner margin of

terrace; 7 – palaeo-riverbed.

et alii 1996) a testimonianza del graduale ritiro delmare nel Pleistocene, nell’area in questione, sulleArgille subappennine poggiano in erosione i depositicontinentali quaternari del Supersintema del Tavolieredelle Puglie. quindi, prima della sedimentazione delSupersintema del Tavoliere delle Puglie, questo tratto diavanfossa è stato soggetto ad una fase di solleva-mento, responsabile dell’erosione della parte più re-cente delle Argille subappennine (Pleistoceneinferiore) e dei “Depositi costieri regressivi”, ben rap-presentati nelle restanti parti del Tavoliere.

Infine il quadro stratigrafico delle unità pleisto-ceniche-oloceniche si completa con i depositi allu-vionali, attuali e recenti, con i depositi palustri e di colmatapleistocenici ed olocenici, e con i depositi costieri anch’essiolocenici. I depositi alluvionali sono rappresentati dalimi argillosi frammisti a sabbie e ghiaie, oppure daghiaie sabbiose e sabbie accompagnate da una ma-trice terrosa presente in quantità variabile. Gli spes-sori e le estensioni maggiori di questi depositiaffiorano lungo i corsi d’acqua a regime perenne(ad esempio i fiumi Ofanto, Fortore e Candelaronel Tavoliere delle Puglie). I depositi palustri e di colmatasono essenzialmente depositi limoso-argillosi, co-stituti da argille e limi argillosi grigio-azzurri e/ogiallastri. questi depositi si rinvengono, ad esem-pio, nella fascia bordante i laghi di Lesina e di Va-rano, nonché nella fascia costiera interna compresatra manfredonia e margherita di Savoia, ove corri-spondono ad antiche paludi successivamente col-mate per fatti naturali ed antropici (CALdARA &PEnnETTA, 1993). Infine, i depositi costieri sono rap-presentati essenzialmente da sabbie e limi, taloraanche da ghiaie, che formano talvolta strettespiagge delimitate verso terra da cordoni dunarioppure da ripide falesie incise nelle successioni cal-caree di piattaforma o bacinali.

1.2.5. - Unità di catena (Monti della Daunia)

Il settore dell’Appennino dauno ricadente nelterritorio pugliese è, come gran parte della CatenaAppenninica meridionale, costituito da una seriedi falde tettoniche impilatesi durante le fasi tetto-niche mio-pleistoceniche che hanno caratterizzatole ultime fasi della formazione della Catena Ap-penninica stessa. I terreni affioranti derivano pre-

valentemente dalla deformazione dei vecchi do-mini paleogeografici meso-cenozoici che caratte-rizzavano il margine settentrionale del continenteafricano. All’interno del settore appenninico inesame è possibile, quindi, individuare successionisedimentarie depositatesi in bacini pre-orogenicimarini (Lagonegrese-molisano: Unità della Dauniao del Fortore) e depositi sin-orogenici di bacini difronte catena (Supersintemi di Ariano Irpinio o di Al-tavilla). Trattasi quindi di successioni torbiditiche,di depositi pelagici, di pendio–scarpata, o di bacinidi fronte catena.

Con riferimento alle unità pre-orogeniche, nel-l’area in esame affiorano essenzialmente i litotipiappartenenti a due principali unità tettoniche so-vrapposte, quella strutturalmente inferiore notacome Unità della Daunia e quella superiore notacome Unità del Fortore (fig. 1.19). Localmente, èstata rilevata un’altra unità tettonica, l’Unità del Val-lone del Toro, sottostante a quella della daunia (dInOCERA et alii, 2006).

L’Unità del Vallone del Toro è costituita, dal bassoverso l’alto, dalle Argilliti policrome del Torrente Ca-laggio (Tortoniano medio-messiniano superiore) edalle Argilliti con gessi di Mezzana di Forte (messinianosuperiore). La prima formazione è costituita daun’alternanza di argilliti e marne siltose policromelocalmente silicizzate, calcareniti torbiditiche grigiochiare a grana media e fine, calcilutiti e calcari mar-nosi grigi con hardground ricche di noduli di pirite,marne calcaree silicizzate di colore rosa-violaceo ediaspri, con intercalazioni verso l’alto di diatomitinerastre con minuti cristalli di gesso (BASSO et alii,2001). Le Argilliti con gessi di Mezzana di Forte sonorappresentate da argilliti marnose e marne in stratida fini a medi di colore grigio, verde e rosso, conintercalazioni di diatomiti, contenenti minuti restidi pesci, noduli solfurei, piccoli ciottoli e cristallidi gesso (BASSO et alii, 2001). A più altezze, si rico-nosce la sporadica presenza di gessareniti e gessolaminato in strati sottili e lentiformi.

L’Unità della Daunia è costituita, dal basso versol’alto, dal Flysch rosso o Calcareniti, marne e argille diMonte Sidone, dal Flysch di Faeto, dalle Marne argillose diToppo Capuana, da Tripoli e dalle Evaporiti di Monte Ca-stello (tav. 1 f.t.). Secondo quanto riportato nel Cata-logo delle Formazioni (dI nOCERA et alii, 2011), il


Flysch rosso è rappresentato da successioni calcareoclastiche e pelitiche di scarpata-bacino, cretacico-mioceniche. nella parte bassa della successione,sono presenti argilliti e radiolariti con sottili interca-lazioni di livelli bituminosi (black shales), cui segueun’alternanza di argille, marne e calcilutiti rosse.Sono presenti, inoltre, calcareniti e calcilutiti torbi-ditiche, di colore biancastro, con subordinate inter-calazioni di marne argillose ed argilliti rosse e verdi,ed infine calciruditi a matrice biolitoclastica. Prose-guendo nella successione si possono individuare al-ternanze di strati molto spessi con brecciole gradatee calcareniti laminate a nummuliti ed Alveoline.nella parte più alta la formazione evolve verso ter-mini decisamente più pelitici, presentando alter-nanze di argilliti marnose di vario colore, consubordinati livelli di risedimenti carbonatici ad Al-veoline, nummuliti e vari bioclasti (frammenti diAlghe, di Rudiste). Le argilliti talora contengonoblocchi calcareo-marnosi; nella parte più alta dellasuccessione le marne argilloso-siltose biancastre, ro-sate e gialle, contengono clay-chips verdi, calcarenitibioclastiche gradate e laminate, calcisiltiti e calcilutitichiare in strati sottili. I livelli argillitici e marnosi dellaporzione superiore presentano passaggi latero-ver-ticali, talora anche molto bruschi, con le porzionicalcarea e calcareo-marnosa (dI nOCERA et alii,2000). Ripetutamente e a più altezze stratigrafichesono osservabili intercalazioni di lenti calcareo-cla-

stiche decametriche. nella porzione sommitale dellaformazione può essere presente un livello di pelitigrigio-verdi con sottili intercalazioni vulcanoclasti-che (dI nOCERA et alii, 2011). La formazione delleCalcareniti, marne e argille di Monte Sidone sono rappre-sentate da un’alternanza di strati da medi a sottili diargille e marne grigie, rosate e policrome, calcilutitie calcareniti torbiditiche di colore bianco; al passag-gio con il sovrastante Flysch di Faeto localmente sonopresenti livelli di arenarie numidiche (ad esempiopresso l’abitato di Celle San Vito).

dal Flysch rosso o dalle Calcareniti, marne e argilledi Monte Sidone si passa gradualmente al Flysch di Faeto(Burdigaliano?-messiniano inferiore), rappresentatoda alternanze di calcareniti torbiditiche, calcilutiti emarne biancastre con zoophycos, con intercala-zioni di argille marnose e calciruditi bioclastiche. dInOCERA & TORRE (1987) hanno, in particolare, di-stinto, dal basso verso l’alto, un membro marnoso-argilloso ed un membro calcareo-marnoso. Il“membro marnoso-argilloso” è costituito da un’al-ternanza, per lo più ritmica, di marne bianche egialle, calcareniti e marne argillose verdastre o grigiein strati generalmente sottili di spessore sempre in-feriore al metro. Il “membro calcareo marnoso”, in-vece, è costituito essenzialmente da brecciole ecalcareniti bioclastiche ben cementate, in strati ebanchi, e subordinatamente da calcari marnosi emarne. La porzione più alta di quest’ultimo membro


Fig. 1.19 – Sezione geologica schematica del settore di catena marginale dell’area sannitica e dauna dell’Appennino meridionale (mod., da PESCATORE et alii,2000). Legenda: 1 – Unità della Piattaforma Carbonatica Appenninica; 2 – Unità Lagonegrese inferiore; 3 – Unità Lagonegrese superiore (a = Unità del Sannioe del Fortore, b = Unità della daunia); 4 – Unità plio-mioceniche; 5 – Unità della Fossa Bradanica; 6 – Unità della Piattaforma Carbonatica Apula; 7 – faglie.

– Schematic geological section of the outer sector of Sannio and Daunia Apennines (modified, from PESCATOrE et alii, 2000). Legend: 1 – Apennine Carbonate Platform Unit; 2 –Lower Lagonegrese unit; 3 – Upper Lagonegrese Unit (a = Sannio and Fortore Unit, b = Daunia Unit); 4 – Plio-Miocene Units; 5 – Bradano Foredeep Unit; 6 – Apulian

Carbonate Platform Unit; 7 – faults.

è costituito da calciruditi, calcareniti, calcilutiti,marne, marne argillose, argille in strati poco potenti(rare arenarie micacee fini) e nelle marne sono pre-senti interstrati calcareo pulverulenti bianchi.

Le Marne argillose di Toppo Capuana (Tortoniano-messiniano) sono costituite prevalentemente da ar-gille marnose e marne argillose, talora limose,grigio-azzurre, ben stratificate e con rari e sottiliinterstrati calcilutitici. Esse poggiano in contattostratigrafico graduale per alternanza con il Flysch diFaeto o con la stessa presenta un contatto gradualelatero-verticale. Esse sono infatti eteropiche con laparte alta dello stesso flysch.

La formazione Tripoli, del Tortoniano supe-riore-messiniano, è costituita da un’alternanza disottili strati di diatomiti biancastre o brune, leggeree ricche in resti di pesce, e di marne argillose chiaree marne diatomiti. nella parte alta della succes-sione si rinvengono sottili livelli di cineriti. Infine,la formazione delle Evaporiti del Monte Castello (mes-siniano superiore), che poggia in continuità di se-dimentazione sulle sottostanti formazioni (Tripoli,Marne argillose di Toppo Capuana e Flysch di Faeto), ècostituita da gesso macrocristallino con cristalli acoda di rondine (selenite) in banchi, alternato amarne gessose, gessoareniti, gessoruditi, gessosiltitilaminate ed argille con livelli cineritici biancastri.nella parte bassa sono presenti calcari evaporiticibiancastri, brecciati, vacuolari e friabili, mal strati-ficati e con rare concentrazioni di zolfo.

L’unità strutturalmente superiore, ossia l’Unitàdel Fortore, presenta una successione molto similea quella precedentemente descritta, costituita, dalbasso verso l’alto, dal Flysch rosso o Gruppo delleArgille Variegate, dai Tufiti di Tusa, dal Flysch Numi-dico e dal Flysch di San Bartolomeo (Foglio 407 allascala 1:50.000). Le suddette formazioni non sonosempre presenti ed i contatti talora sono concor-danti o discordanti. Il Flysch rosso presenta carat-teristiche similari a quelle descritte per laprecedente unità. Il Gruppo delle Argille Variegate(Cretaceo superiore-Oligocene) è rappresentatoda argilliti scagliose, policrome, a cui si interca-lano strati calci - clastici a granulometria variabileda media a grossolana e colore variabile dalbianco al giallastro. Si ritrovano inoltre strati cal-carei con liste e noduli di selce, livelli diasprigni

di colore variabile dal nero al rossastro, sottilistrati di arenarie micacee e rarissimi olistoliti dipiattaforma carbonatica. Localmente questa for-mazione è ricoperta dalle Tufiti di Tusa (mioceneinferiore), in cui litoareniti vulcanoclastiche di co-lore grigio-verde si alternano a calcareniti gialla-stre e argille limose grigio scure. Il Flysch Numidico(Burdigaliano-Langhiano) è costituito essenzial-mente da quarzoareniti e quarzosiltiti di color gri-gio o giallo arancio, in strati medi e spessi, a cuitalora si associano sottili intercalazioni di argillee argille siltose verdastre. A luoghi sono presentisubordinate intercalazioni di argille marnose gri-gio-verdi, calcareniti grigie e siltiti rossastre. Essoè ricoperto in discordanza dal Flysch di San Barto-lomeo (Langhiano?-Tortoniano superiore), forma-zione costituita da fitta alternanza argilloso-arenacea di natura torbiditica: areniti silicoclasti-che, conglomerati, marne argillose ed argille li-mose, di colore grigio o marrone per alterazione.Il rapporto arenaria/pelite varia all’interno dellaformazione da minore a maggiore di uno, distin-guendo cosi un membro arenaceo inferiore eduno prevalentemente argilloso superiore.

Localmente, in particolare nella daunia meridio-nale, in discordanza sui terreni della catena, sonostati rinvenuti lembi di avanfossa o di bacini difronte catena ancora preservati dall’erosione. Sitratta di successioni conglomeratico-sabbioso-argil-lose che definiscono due supersintemi (tav. 1 f.t.): ilSupersintema di Altavilla (messiniano) ed il Supersin-tema di Ariano Irpino (Pliocene inferire-medio). Il Su-persintema di Altavilla è costituito da arenariequarzo-feldspatiche, marne argillose, conglomerati,argille e marne sabbiose, depositatisi in un ambienteda alluvionale a marino epibatiale. Il supersintemapliocenico è formato invece da sabbie e conglome-rati, argille limoso-sabbiose, conglomerati poligenicicon intercalazioni di sabbie e calcareniti alla base.

1.3. - PRInCIPALI LInEAmEnTI TETTOnICI EmORFOLOGICI

Il territorio pugliese si configura come unampio pilastro tettonico asimmetrico, allungato indirezione nO-SE e trasversalmente segmentato indiversi settori, variamente estesi e dislocati: gli


horsts del Gargano e delle Murge tra cui si interponeil graben del Tavoliere delle Puglie, la Depressione taran-tino-brindisina che segna il passaggio dalle Murge aglihorst e ai graben salentini. Secondo RICCHETTI et alii(1988), questa configurazione strutturale si sarebbeimpostata nel miocene per poi delinearsi maggior-mente nel Pliocene, anche se un accenno di diffe-renziazione stratigrafico-strutturale tra i principalisettori del territorio pugliese sembra essere esistitoanche in epoche precedenti.

L’attuale assetto strutturale del territorio puglieseè essenzialmente definito da tre principali sistemi difaglia, di direzione nO-SE, O-E e nE-SO, a carat-tere prevalentemente distensivo, talora con una com-ponente trascorrente. Inoltre, questa tettonicadisgiuntiva avrebbe dislocato alcune strutture defor-mative più antiche, tra cui l’estesa antiforme, adampio raggio di curvatura con asse OnO-ESE evergenza nnE, che ha deformato le successioni pre-senoniane di piattaforma (fig. 1.20). questa strutturasarebbe connessa agli sforzi compressivi intraplaccache hanno agito durante l’orogenesi alpina, determi-nando un inarcamento litosferico della Placca Apula.Tale inarcamento avrebbe provocato un solleva-mento delle piattaforme carbonatiche poste all’in-terno della placca, a cui è ascrivibile la temporaneaemersione della Piattaforma Apula durante il Turo-niano con i suoi depositi continentali (par. 1.1). L’an-tiforme presenoniana è stata, altresì, suddivisa in duetronconi (garganico e murgiano) a diverso orienta-mento, dalle faglie antiappenniniche, che hannocreato il graben del Tavoliere delle Puglie in tempi plio-cenici-infrapleistocenici (RICCHETTI et alii, 1988).

Attualmente il territorio pugliese costituisce,quindi, la parte emersa della Piattaforma Apula, che aseguito delle dislocazioni tettoniche ad andamentonO-SE, degrada progressivamente al di sotto dellaFossa Bradanica, ad Ovest, e del mar Adriatico ad Est.Con riferimento all’area occidentale, in corrispon-denza del fronte dell’alloctono appenninico, il tettodella successione carbonatica di piattaforma risultaposizionarsi intorno ai 3000-4250 m dal livellomedio del mare nei settori settentrionali mentre acirca 1750-2000 m di profondità in quelli meridio-nali (tav. 1 f.t.). In particolare, nell’area del Tavolieresi passa da 500 m di profondità (zona centrale delTavoliere) a 4250 m al di sotto della catena appenni-

nica. Tale andamento è stato ricostruito in questasede elaborando i dati delle stratigrafie rese dispo-nibili dal progetto VidEPI (Visibilità dati Esplora-zione Petrolifera in Italia), che ha catalogato e resoaccessibili i documenti tecnici relativi all’esplora-zione in Italia.

In base ai dati di sottosuolo risulta quindi che,sotto la catena appenninica, la successione carbo-natica della Piattaforma Apula è deformata, motivoper cui è stato distinto un settore dell’AvampaeseApulo coinvolto nella compressione (Catena Apula)da un altro (Avampaese Apulo s.s.) dove è statoprevalente un regime distensivo (mOSTARdInI &mERLInI, 1986). La Catena Apula sepolta sarebbecostituita da diverse scaglie tettoniche embriciate,appartenenti alle porzioni interne della PiattaformaApula, che nel loro insieme definiscono una strut-tura a duplex, con una geometria ad antiforme. Ilsovrascorrimento basale separerebbe la CatenaApula dalle porzioni non deformate o debolmentedeformate della Piattaforma Apula, affioranti nelleMurge e nel Salento, mentre il sovrascorrimentosommitale della struttura duplex costituisce la basedelle unità tettoniche appenniniche sovrastanti (fig.1.21). questi elementi strutturali scaturisconodall’analisi dei dati stratigrafici e strutturali resi di-sponibili da oltre quaranta anni di esplorazione pe-trolifera e dal recente riprocessamento del profilosismico crostale CROP-04 (SCROCCA et alii, 2007).

Per quanto riguarda le caratteristiche geofisichedel territorio pugliese, il Gargano presenta un’ele-vata anomalia magnetica, pari a 120 mgal contro i70 mgal delle Murge, collegata ad un campo ma-gnetico allungato in direzione E-O, con superficiedella moho situata a 25 km di profondità nel Gar-gano rispetto ai 35-40 km della Puglia. La localizza-zione a breve profondità della moho determina unalto strutturale del basamento profondo assiemead un elevato flusso di calore, quest’ultimo pari a60 mW/m2 contro i 40 mW/m2 misurati per leMurge ed il Salento.

Con riferimento ai caratteri sismici del territo-rio in esame, l’attività sismica è maggiore perl’area garganica mentre per le altre aree pugliesila sismicità è diffusa e di bassa intensità, collegataalle strutture sismogenetiche delle aree adiacenti(Gargano, Appennino, mar Adriatico e Balcani).


La sismicità del Gargano, quindi, è medio-alta (in-tensità massima pari a X mCS e massima magni-tudo pari a 6), con profondità ipocentralicomprese tra 5 e 30 km (SELLI & zECCHI, 1981)e massima frequenza al tetto della zona a bassavelocità crostale connessa ad importanti faglietrascorrenti, descritte nel successivo paragrafo(CASSInIS et alii, 1984).

1.3.1. - Area garganica

L’assetto tettonico del Promontorio del Gargano èquello di un pilastro tettonico, asimmetrico conorientamento E-O e fianco settentrionale più ri-pido, impiantato su una più antica deformazioneantiforme a largo raggio con asse OnO-ESE. Laculminazione di questa struttura è localizzata lungol’allineamento Sannicandro Garganico-San Gio-vanni Rotondo con asse OnO-ESE e immersione

del piano assiale a O-nO (RICCHETTI et alii, 1988).Al momento attuale, non esiste un’univoca inter-

pretazione sulla tipologia e sulla cinematica di alcunedelle faglie garganiche, ed in generale sui processigeodinamici che le hanno prodotte, nonché sulla se-quenza temporale dei diversi eventi deformativi chehanno interessato l’area (FUnICIELLO et alii, 1988,1991; mOnTOnE & FUnICIELLO, 1989; ORTOLAnI& PAGLIUCA, 1988; SALVInI et alii, 1999; CHILOVI etalii, 2000). è comunque possibile individuare alcunisistemi di faglia principali con orientamenti E-O,nE-SO, nO-SE, OnO-ESE, ed infine EnE-OSOche dislocano il territorio garganico.

Una delle più importanti faglie appartenentiall’ultimo sistema è quella che delimita a nord ilPromontorio. Essa è parte dell’allineamento tetto-nico Fortore-Volturno, interpretato come faglia di-retta, riattivata probabilmente come trascorrente,che ribassa il basamento carbonatico apulo verso


Fig. 1.20 – Schema tettonico dell’Avampaese Apulo (da RICCHETTI et alii, 1988). Legenda: 1 – sedimenti di piattaforma carbonatica; 2 – sedimenti di scarpata edi bacino; 3 – coperture post-cretacee; 4 – giaciture regionali di strato; 5 – assi di piega (fasi tettoniche presenoniane); 6 – assi di piega (fasi tettoniche tardo

cretaceo-paleogeniche); 7 – principali allineamenti di faglia.– Tectonic scheme of the Apulian foreland (from rICCHETTI et alii, 1988). Legend: 1 – carbonate platform sediments; 2 – slope and basin sediments; 3 – post-Cretaceous cover deposits;

4 – regional strata attitudes; 5 – fold axes (pre-Senonian tectonic phases); 6 – fold axes (tectonic phases occurred during Upper Cretaceous and Paleogene); 7 – main fault lines.

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Fig. 1.21 – Sezione geologica regionale tracciata circa parallelamente al profilo sismico crostale CROP-04, che attraversa l’Italia meridionale dalla costa tirrenica (Costa Adriatica - Barletta) (da SCROCCA et alii, 2007).

– regional geological section, about parallel to the crustal seismic profile CrOP-04, crossing southern Italy from the Tyrrhenian coastline (Adriatic coastline - Barletta) (from SCrOCCA et alii, 2007).

nO. La prosecuzione verso mare di questa fagliacorrisponderebbe alla “right-lateral transfer zone”(zona di trasferimento destro) proposta da dOGLIOnI (1991), e dOGLIOnI et alii (1994, 1996),ove ricadono le Isole Tremiti, e quindi sarebbe asso-ciata ad un regime trascorrente destro (mOnTOnE& FUnICIELLO, 1989; ORTOLAnI & PAGLIUCA,1988; FUnICIELLO et alii, 1988, 1991).

Al sistema nO-SE appartiene la Faglia del Can-delaro (fig. 1.22), l’allineamento tettonico lungo ilquale si è impostato l’omonimo torrente. Trattasidi una faglia con marcato scorrimento orizzontalee blocco ribassato a SO, sepolto sotto i deposititerrigeni del Tavoliere. Inizialmente questa faglia sisarebbe attivata come trascorrente sinistra e si sa-rebbe riattivata secondo una cinematica dip-slip subverticale, che ha generato evidenti scarpate mor-fologiche subverticali, con un dislivello di 100-150m (BILLI & SALVInI, 2000).

Al sistema OnO-ESE appartiene la Faglia diApricena, a cinematica distensiva immergenteverso Sud, che in superficie attraversa un territoriodi 30 km esteso da Serracapriola a Santa maria diStignano, dislocando la sequenza quaternaria ivipresente (PATACCA & SCAndOnE, 2004).

Il tratto terminale della Faglia Sorrento-manfre-donia, delimitante a SE il rilievo garganico, costituisceuno delle faglie più importanti appartenente al si-stema nE-SO. questa faglia, con una scarpata di fa-glia di alcune centinaia di metri (CIARAnFI et alii, 1983),avrebbe registrato movimenti distensivi e trascorrenti(sinistri per GUERRICCHIO & WASOWSkI, 1988). Essacostituirebbe, quindi, l’espressione superficiale diun’importante discontinuità tettonica dell’Italia me-ridionale, evidenziata da dati magnetici e gravimetrici(mOSTARdInI & mERLInI, 1986).

Infine, al sistema E-O appartengono diversi al-lineamenti tettonici tra cui quelli più importanti ascala regionale sono la Faglia di mattinata e quelladi Rignano Garganico-manfredonia (fig. 1.22). LaFaglia di Rignano Garganico-manfredonia, attiva-tasi come trascorrente sinistra e riattivatasi con unacinematica dip-slip, (movimento secondo l’immer-sione del piano) è caratterizzata da una scarpatasubverticale con un dislivello superiore ai 400 m(BILLI & SALVInI, 2000). Essa è attraversata da unasuccessione di solchi erosivi con ripidi versanti

collegati allo sbocco con conoidi di deiezioneaperte a ventaglio sulla piana sottostante. La Fagliadi mattinata (FUnICIELLO et alii, 1991) o Fagliadella Val Carbonara (ORTOLAnI & PAGLIUCA,1989; BOSELLInI et alii, 1993) è ubicata lungo ilfianco meridionale dell’anticlinale garganica e co-stituisce la discontinuità tettonica morfologica-mente più evidente della regione. Elementocomposito, di rango regionale, la Faglia di matti-nata presenta deformazioni rilevabili per una lun-ghezza di circa 200 km ed una larghezza di circa50 km. Essa trova la sua prosecuzione verso Estin mare per diversi chilometri (South Gargano Fault– FInETTI, 1982; Gondola Line – dE dOmInICIS &mAzzOLdI, 1987, BILLI et alii, 2007; Molise-Gondolashear zone, dI BUCCI et alii, 2006; fig. 1.23). nella zonadella Valle Carbonara, la scarpata di faglia mostra undislivello medio di 200 metri, seguito da un pro-fondo solco erosivo. Attiva dal Pliocene medio-su-periore fino ad oggi, la Faglia di mattinata è unafaglia trascorrente con una cinematica destra se-condo alcuni studiosi (FInETTI, 1982; GUERRICCHIO,1986; ORTOLAnI & PAGLIUCA, 1989; dE dOmInICIS& mAzzOLdI, 1987; PICCARdI, 2005) o sinistra se-condo altri (FUnICIELLO et alii, 1991; FAVALI et alii,1993; SALVInI et alii, 1999). Lungo l’allineamentoprincipale sono presenti faglie satelliti con orienta-mento n-S e nO-SE che hanno generato una seriedi depressioni tettoniche di dimensioni variabili, traquesti la Piana di mattinata ed il Pantano di Sant’Egi-dio, entrambi formatesi come bacini di pull-apart lungouno step sinistro della faglia secondo BILLI & SALVInI(1999). Trattandosi di uno dei principali elementi ditrasferimento che accomodano la retrocessione dif-ferenziale della cerniera di subduzione dello slabadriatico - più rapida - rispetto a quello apulo, la Fa-glia di mattinata costituisce, quindi, una struttura tra-scorrente di notevole importanza (una tear faultsecondo alcuni autori) la cui attività ha probabil-mente avuto carattere polifasico ed una cinematicacontrassegnata da probabili riattivazioni ed inversionitettoniche, il che può giustificare la coesistenza di in-dicatori cinematici apparentemente controversi. Atale proposito, come sottolineato da CHILOVI et alii(2000), la cinematica di questa faglia sarebbe variataa seguito del cambiamento del campo di sforzi av-venuti dal Cretaceo all’Attuale nel corso dell’evolu-


zione strutturale dell’area garganica. In particolare,nel Cretaceo, essa avrebbe agito come fascia di tra-sferimento tra faglie dirette sinsedimentarie ad anda-mento appenninico, presumibilmente in un contestoregionale estensionale (asse di maggiore estensionenE-SO). durante l’orogenesi appenninica (miocenesuperiore-Pliocene inferiore), con asse di massimacompressione OSO-EnE, sarebbe stata riattivatacome trascorrente sinistra con locali effetti di tran-spressione e di transtensione (bacino pull-apart: Pan-tano di S. Egidio; fig. 1.24). Successivamente, apartire dal Pliocene superiore fino all’Attuale, con unasse di massima compressione orientato nO-SE, in-dotto presumibilmente dalla diminuzione degli sforzicompressivi orogenetici sull’Avampaese, la faglia inesame sarebbe stata localmente riattivata come tra-scorrente destra, come descritto nel seguito, preser-vando alcune strutture legate alle precedenti fasitettoniche e creandone altre come il bacino di Serra-capriola (CHILOVI et alii, 2000).

L’attuale cinematismo, trascorrente destro, dellaFaglia di mattinata, scaturisce anche dalle caratte-ristiche dei meccanismi focali dei terremoti avve-

nuti nell’area del Basso molise-Gargano (fig. 1.25).A tale proposito è importante evidenziare come lasismicità dell’area garganica è in gran parte impu-tabile agli effetti di sbloccamento per compres-sione lungo le faglie trascorrenti, come quella dimattinata o alle faglie associate alla zona di tagliomolise-Gondola. Uno degli eventi sismici più fortiavvenuti nell’area, ad esempio, è quello noto cometerremoto di mattinata, avvenuto il 10 Agosto del1893 (Imax=VIII-IX mCS, ma=5.2; Gruppo diLavoro, CPTI, 1999) il cui epicentro è localizzatonel tratto della faglia di mattinata prossimo amonte S. Angelo (PICCARdI, 2005).

Altro evento sismico di rilievo è quello avvenutoil 30 Luglio 1627 (intensità X mCS, magnitudo sti-mata 6.6-6.8, BILLI et alii, 2007), la cui zona ipocen-trale è stata recentemente individuata nell’areaovest-garganica, lungo la Faglia di Apricena (fig.1.26), uno dei segmenti occidentali collegati alla zonadi taglio molise-Gondola (PATACCA & SCAndOnE,2004). Conseguentemente, i più aggiornati scenari si-smici temuti, prevedono la possibilità che questastruttura, in particolare nel tratto prossimo a monte


Fig. 1.22 – Schema geologico-strutturale del Promontorio del Gargano (da BILLI & SALVInI, 2000). – Geological-structural scheme of the Gargano Promontory (from BILLI & SALVINI, 2000).

Legenda

S. Angelo, possa generare eventi di magnitudo sinoa mw pari a 6.4 (PICCARdI, 1998; VALEnSISE &PAnTOSTI, 2001; VALEnSISE et alii, 2004).

dal punto di vista morfologico il Promontorio delGargano costituisce un rilievo isolato con sommitàlivellata, circoscritto da ripide scarpate, che si ergebruscamente dalla pianura del Tavoliere delle Puglie e

dal mare Adriatico. L’ampia superficie sommitalepresenta quote tra gli 800 ed i 900 metri con cul-minazione al monte Cavo (1055 m). I versanti pre-sentano una tipica conformazione a gradinata esono profondamente incisi da solchi erosivi, conbasso ordine di gerarchizzazione e disposizione araggiera con le testate localizzate a margine della


Fig. 1.23 - Carta geologica schematica dell’orogene appenninico con indicazione delle principali strutture costituenti la molise-Gondola shear zone (da BUCCI et alii, 2006).

- Schematic geological map of the Apennine orogen with the main tectonic structures defining the Molise-Gondola shear zone (from BUCCI et alii, 2006).

superficie più alta del Promontorio. Gli alvei diquesti solchi, in prevalenza asciutti, sono caratte-rizzati da un regime torrentizio in occasione dipiogge persistenti, e da un abbondante apporto de-tritico. Essi sfociano nelle pianure oppure in mare,dove gli alvei si allargano a ventaglio in ampie pianealluvionali.

Il tratto costiero settentrionale, fino a Peschici,è essenzialmente rettilineo. Tranne i tratti di costaa ripa a monte d’Elio e a Rodi Garganico, la re-stante parte della costa è a lido, formata dal deltadel Fiume Fortore e dagli estesi cordoni litoraneiche separano il laghi di Lesina e di Varano dalmare aperto, nonché dall’arenile di San menaio.La costa da Peschici sino a mattinata è caratteriz-zata da un continuo susseguirsi di coste altemolto frastagliate corrispondenti a dorsali inter-fluviali, e di spiagge falcate di variabile ampiezza,localizzate alle foci fluviali. Verso manfredonia,la costa a ripa assume un profilo arcuato, pas-sando gradualmente a una bassa costa a spiaggiaorlata da dune e stagni costieri, oggi in gran partebonificati.


Fig. 1.24 – modello dell’evoluzione temporale della Faglia di mattinata (daCHILOVI et alii, 2000).

– Evolution model of the Mattinata Fault (from CHILOVI et alii, 2000).

Fig. 1.25 – meccanismi focali relativi all’attività sismica recente registrata nell’Appennino meridionale con indicazione dell’anno e della magnitudo (da BUCCI et alii, 2006).– Focal mechanisms of the recent seismic activity recorded in the southern Apennine with indication of year and magnitude (after BUCCI et alii, 2006).

1.3.2. - Area murgiana

da un punto di vista strutturale, l’assetto tet-tonico dell’impalcatura carbonatica murgiana cor-risponde all’ampia e piatta struttura anticlinalicapresenoniana, con asse OnO-ESE e culmina-zione presso la fascia costiera, nei dintorni di An-dria fino circa ad Ostuni, in debole vergenza nE,di cui affiora principalmente il fianco sud-occiden-tale (RICCHETTI, 1980). questo assetto potrebbe inparte giustificare l’andamento a monoclinale dellasuccessione mesozoica delle murge, con immer-sione verso SO e inclinazione media intorno ai 20-15° (RICCHETTI, 1980; CIARAnFI et alii, 1988;RICCHETTI et alii, 1988). Una serie di pieghe mi-nori con deformazioni più attenuate ed assi orien-tati circa OnO-ESE, ascrivibili alle fasi tettonichetardo cretaceo-paleogeniche, sono state rilevatesoprattutto nell’area delle Murge di CastellanaGrotte-Alberobello (CIARAnFI et alii, 1988; tav. 1f.t.).

nell’area murgiana, le successioni carbonatichesono interessate da sistemi di faglie variamenteorientate; quelle più importanti corrispondono allestrutture disgiuntive, con direzione nO-SE,OnO-ESE e O-E. questi sistemi di faglia, attivi

dal mesozoico fino al Pleistocene, hanno preva-lentemente un carattere distensivo, a cui talora èassociata una componente trascorrente, come nelcaso di quelli antiappenninici. Le diverse fagliehanno scomposto in blocchi la piattaforma carbo-natica, conferendogli un assetto strutturale a horstasimmetrico, esteso in direzione appenninica. Oltreai suddetti sistemi di faglia, altre importanti diret-trici tettoniche sono le faglie orientate nE-SO,EnE-OSO e nS, le quali hanno presentato una ci-nematica distensiva talora con carattere trascor-rente non puro o solo trascorrente (PIERI et alii1997).

Il blocco murgiano più sollevato dell’horst corri-sponde alle Murge Alte (fig. 1.27), rispetto al qualel’asse dell’ampia antiforme risulta essere spostato anE di circa 30 km. dall’alto strutturale in esame sisnodano due opposte gradinate di faglia: a nE,verso l’Adriatico, con un rigetto complessivo di circa4000 m su una distanza di circa 150 km e a SO, versola catena appenninica, con un rigetto di oltre 3500m su una distanza di circa 50 km (RICCHETTI, 1980).

Per quanto riguarda la porzione occidentale, lastruttura a gradinata costituisce il substrato dellaFossa Bradanica (alias Fossa Premurgiana, per il trattomurgiano), in cui si individua, rispetto alla dire-zione di migrazione dell’Appennino, un settoreesterno (ripiano premurgiano) e uno più interno conuna maggiore inclinazione (PIERI et alii, 1996).questi due settori sono raccordati da due faglie di-rette (faglie assiali) orientate n130°, molto ravvi-cinate in corrispondenza del gradino strutturale“Lavello-Banzi”, ove determinano un rigetto com-plessivo di 1000 m verso SO, mentre verso SE pro-seguono secondo due allineamenti distanziati traloro 10-15 km. Il ripiano premurgiano si estende daCerignola fino a Sud di matera; verso l’Appenninoesso è delimitato dalle faglie assiali, mentre versooriente da faglie dirette, orientate all’incirca n120°,con rigetti complessivi dell’ordine di qualche cen-tinaia di metri. Oltre alle faglie dirette ad anda-mento appenninico, questo ripiano, così come ilsubstrato carbonatico della Fossa Bradanica, èstato interessato da una tettonica trasversale (nE-SO e EO) a carattere distensivo, che in alcuni casiha presentato una componente trascorrente nonpura (CASnEdI, 1988; PIERI et alii, 1997).


Fig. 1.26 – Profilo sismico attraversante la Faglia di Apricena (mod., daPATACCA & SCAndOnE, 2004). Legenda: A – tetto dei carbonati dellaPiattaforma Apula; B – base dei depositi del sistema argilloso sabbioso

progradante; C – base delle sabbie regressive. – Seismic profile crossing the Apricena Fault (mod., from PATACCA & SCANDONE,2004). Legend: A – Top of the Apulian Platform carbonates; B – bed of the progre-

sional clay-sand system; C – bed of he regressive sands.

Isole TremitiFronte catenaappenninica

Traccia profilosismico

Faglia diApricena

Faglia di Apricena

Carbonati dellaPiattaforma Apula

Carbonati dellaPiattaforma Apula

C 0.66 ma

B 0.92 ma

A

A

Per quanto riguarda la porzione orientale dellastruttura a gradinata, si individua una zona notacome Murge Basse, area interposta tra la scarpata difaglia allineata lungo la direttrice Ostuni-Fasano-Conversano e quella più in alto tra Putignano-Cas-sano-montegrosso.

Il territorio murgiano è attraversato da due prin-cipali depressioni tettoniche: il Graben delle MurgeAlte, ubicato tra l’abitato di montegrosso e quellodi Fasano, e il Graben delle Murge Basse, posizionatotra Canosa e Polignano (fig. 1.27). queste depres-sioni sono ampie alcuni chilometri e lunghe fino a100 km; esse presentano un’iniziale orientamentoOnO-ESE e un tratto terminale, verso l’Adriatico,di direzione all’incirca E-O. Entrambe le depres-sioni sono delimitate da una faglia maestra immer-gente a nE ed una minore parallela alla precedentema immergente a SO; lungo i relativi piani di fagliasono stati rilevati indicatori cinematici di tipo di-retto e obliquo (PIERI et alii, 1997). Essi si sareb-bero formati prima della sedimentazione deidepositi plio-quaternari e sarebbero stati attivi du-rante il quaternario (IAnnOnE & PIERI, 1982).Inoltre, un’altra depressione tettonica è rappresen-tata dal noto Canale di Pirro, definito dall’allinea-mento tettonico tra Putignano e Fasano, collegatocon la faglia delle Murge Alte, estesa tra Canosa diPuglia e Cassano delle murge.

nell’area murgiana, inoltre, è presente un bassomorfotettonico, riattivato dalla neotettonica, delimi-tato da faglie nE-SO e n-S, noto come Depressionedi Gioia del Colle (fig. 1.27), che permette di distinguereuna Murgia nord-occidentale ed una sud-orientale. In par-ticolare, durante il massimo avanzamento marinopleistocenico, la porzione dell’area nord-occidentale,compresa tra minervino-montegrosso-Cassano-Altamura-Gravina, e quella dell’area sud-orientale,delimitata dalle congiungenti Conversano-Fasano-Ostuni-Francavilla Fontana, costituivano due isoleseparate dalla Depressione di Gioia del Colle (IAnnOnE& PIERI, 1982).

durante il sollevamento dell’area murgiana, ini-ziato nel Pleistocene inferiore?-medio e probabil-mente ancora in atto, sono state attivate e/oriattivate faglie normali e transtensive (PIERI et alii,1997). Il sollevamento dei principali blocchi mur-giani (Murge Alte, Murge Basse, Murgia nord-occidentale,Murgia sud-orientale) non ha presentato la stessa in-tensità. Infatti, considerando solo l’intervallo ditempo compreso tra 0,7 e 0,018 ma dal presente,lungo il bordo occidentale (allineamento miner-vino-monte Caccia) il sollevamento raggiunge va-lori massimi intorno ai 400 m, che decrescono finoa pochi metri lungo la fascia costiera (IAnnOnE &PIERI, 1982). Altresì, il maggiore sollevamentoneotettonico che l’area murgiana ha risentito ri-


Fig. 1.27 – Carta geologico-strutturale schematica delle murge (da PIERI et alii, 1997). – Schematic geological-structural map of the Murge (from PIErI et alii, 1997).

spetto al settore salentino è stato dell’ordine dicirca 250 m (GRASSI, 1983).

dal punto di vista morfologico, l’area murgianaforma un esteso altopiano, poco elevato (450-700m s.l.m.), allungato in senso nO-SE, delimitato dauna netta ed ininterrotta scarpata dalle confinantipianure: Tavoliere delle Puglie a nord-Ovest, FossaPremurgiana a Sud-Ovest, e Depressione tarantino-brin-disina a Sud-Est. Il versante nord-orientale digradaverso il mare Adriatico con una marcata confor-mazione a gradinata. Le Murge sono delimitate aSO, lato bradanico, a nO, lato ofantino e a nE,lato adriatico (per il tratto compreso fra Conver-sano e Ostuni), da alte scarpate e ripiani pocoestesi. Al contrario, lungo il versante adriatico daBarletta a mola di Bari e quello di raccordo con ilSalento, le Murge sono caratterizzate da una serie divasti ripiani che degradano verso le quote più bassea mezzo di scarpate, con rigetto più modesto(poche decine di metri).

La maggior parte degli elementi morfologici ca-ratterizzanti le Murge (scarpate e ripiani; rilievi e de-pressioni) si sviluppano preferenzialmente condirettrici OnO-ESE o E-O e, subordinatamente,n-S o SO-nE, cioè le stesse direttrici dei principalielementi tettonici, descritti in precedenza. Le esi-gue coperture sedimentarie post-cretacee, solo inparte hanno modificato il paesaggio delle murge.

L’area murgiana è priva di un reticolo idrogra-fico propriamente detto. I numerosi solchi erosivipresenti intercettano trasversalmente i diversi ri-piani e gradini del territorio murgiano, in genereasciutti, ad andamento cataclinale e presentano de-flussi opposti, a SO e a nE. I solchi con deflussoverso SO, quindi verso l’entroterra, hanno la formadi forre con pareti ravvicinate, con fondo a “v”scavato in roccia e profilo irregolare in forte pen-denza, e sono denominati gravine. I solchi del mar-gine nord occidentale dell’altopiano proseguono illoro corso lungo il versante ionico come sub-af-fluenti del Fiume Bradano (Gravina di Picciano)mentre quelli del margine sud orientale costitui-scono dei singoli reticoli con sbocco nell’Arco Io-nico Tarantino (Gravina di Ginosa; Gravina diLaterza; Gravina di mottola; Gravina di massafra).I solchi con deflusso a nE, quindi con lo sbocconel mare Adriatico, presentano fianchi ripidi pro-

gressivamente più distanziati nei tratti intermedi einferiori e fondo piatto coperto da depositi allu-vio-colluviali, e sono denominati lame. Trattasi diforme fluviali ereditate, incise in epoche di mag-giore piovosità, a partire dal Pleistocene medio; illoro modellamento è stato condizionato dalle ri-petute variazioni del livello di base connesse allecontemporanee fasi di sollevamento regionale (par.1.1). queste lame hanno la forma e il regime idrau-lico tipico dei corsi d’acqua delle regioni desertiche,quindi generalmente asciutti con rapidi deflussianche cospicui, temporanei ed effimeri, in occa-sione di abbondanti rovesci o di piogge persistenti.Presentano dei reticoli parzialmente gerarchizzati,i cui segmenti hanno origine in corrispondenzadelle varie scarpate, a partire da quella più elevata,e confluiscono negli alvei principali, in relazioneanche alle locali incidenze morfologiche o tettoni-che. I reticoli più estesi e gerarchizzati sono loca-lizzati nel settore nord-occidentale dell’altopianomurgiano (Murge Baresi), ove costituiscono unvasto bacino imbrifero con le testate lungo il cigliodelle Murge Alte ed una disposizione a raggieraverso la costa adriatica. Alcuni di questi solchi sonostati canalizzati, sbarrati da dighe (Torrente Picone)e deviati su altri solchi, oppure aperte nuove vie dideflusso a mare mediante opportune opere idrau-liche (Canalone di S. Francesco).

Alla base delle scarpate sono presenti alcuni im-pluvi, orientati in direzione parallela all’allunga-mento dell’altopiano murgiano. Essi costituisconobacini allungati di tipo endoreico variamente estesie poco incisi, con fondo coperto da depositi col-luviali, sede di stagni e laghetti temporanei in oc-casione di piogge abbondanti, raramente collegaticon i reticoli cataclinali descritti in precedenza.

Infine, la linea di costa murgiana ha un anda-mento pressoché rettilineo, orientato all’incirca pa-rallelamente alla prevalente direzione morfostrut-turale dell’altopiano. La costa è caratterizzata daripe rocciose con dislivelli variabili da pochi metri(litorale da Trani a Giovinazzo) sino a oltre 20 m(Polignano a mare) e con insenature di diversa am-piezza e forma in corrispondenza dello sbocco deisolchi erosivi che incidono il retroterra. Le piùampie insenature costituiscono le aree portuali deltratto costiero tra Trani e Torre Canne. quest’ul-


tima località è ubicata in corrispondenza di un pic-colo promontorio dal quale si sviluppa a SE, percirca 6 km, sino a Torre S. Leonardo, una costa ret-tilinea a lido con ripa in posizione arretrata. II con-tiguo tratto orientale, noto come Costa merlata, ècaratterizzato da una ripa bassa fittamente frasta-gliata e limitata dal modesto promontorio di TorreGuaceto, da cui si distaccano alcune isolette alli-neate (Scogli di Apani) che racchiudono un bracciodi mare (pseudolaguna). L’origine di questa pseu-dolaguna è collegabile allo smembramento di unantico cordone litoraneo con conseguente inonda-zione del retrostante stagno costiero, a seguitodelle azioni erosive prodotte dalla recente rimontadel mare olocenico.

1.3.3. - Area salentina

Con riferimento alla configurazione strutturale,il territorio salentino è definito dal pilastro tetto-nico asimmetrico allungato in direzione nO-SEcon il fianco occidentale più sviluppato, e dislocatoda faglie dirette, nO-SE, in una serie di blocchisub paralleli (CIARAnFI et alii, 1988). Gli studi con-dotti da mARTInIS (1962), CIARAnFI et alii (1988),FUnICIELLO et alii (1991), TOzzI (1988, 1993) e daaltri studiosi, hanno evidenziato una differenza nel-l’andamento e nella natura degli allineamenti tet-tonici presenti nel settore sud-occidentale enord-orientale dell’area salentina. Secondo TOzzI(1988, 1993), nel settore nord-orientale (fig. 1.28),prevalgono le faglie dirette e subverticali, orientatenO-SE e anche circa n-S; nei dintorni di Otranto(stereogramma 11 di fig. 1.28) sono state rilevatefaglie nnE-SSO caratterizzate da motivi trascor-renti e pieghe con superfici assiali n-S. Il settoresud-occidentale risulta essere più deformato e ar-ticolato; infatti in esso, oltre alle note pieghe adampio raggio di curvatura e con direzione delle su-perfici assiali nnO-SSE, sono presenti deforma-zioni duttili con direzione EnE-OSO e nE-SOdel piano assiale e immersione a nO (ad es. nellazona di Galatone, stereogramma 4 di figura 1.28).In questo settore, la tettonica disgiuntiva è rappre-sentata da faglie dirette, trascorrenti e oblique didirezione nnO-SSE e nO-SE (FUnICIELLO et alii,1991; TOzzI, 1993). Le faglie dirette diventano

maggiormente frequenti progressivamente spo-standosi dall’area sud-occidentale fino a quellanord-orientale, ove diventano, come visto, prepon-deranti. L’assetto strutturale dell’area sud-occiden-tale, quindi, è rappresentato da un insieme diblocchi (Serre Salentine) e depressioni, separati prin-cipalmente da faglie nnO-SSE (fig. 1.29), noticome (TOzzI, 1993):- Blocco di Alliste, porzione più occidentale dell’areai cui limiti orientali sono definiti da faglie trascor-renti e oblique;- Depressione di Felline, area ribassata che si allargaverso nO e delimitata da faglie a componenteorizzontale;- Blocco di Melissano, una serra interessata da fagliebordiere caratterizzate da movimenti obliqui e tra-scorrenti, da pieghe ad assi nO-SE e da faglie di-rette di direzione nnO-SSE;- Bacino di Ugento, depressione stretta e allungata,associata ad un movimento trascorrente sinistro;- Blocco di Salve, caratterizzato dalla presenza di de-pressioni minori al suo interno e pieghe ad assinO-SE;- Depressione di Acquarica del Capo, bacino delimitatoda faglie subverticali principalmente dirette nnO-SSE, al cui interno sono presenti faglie di direzionenE-SO;- Blocco di Alessano-Casarano, la serra di maggiori di-mensioni dislocata da diversi sistemi di faglia, perlo più, orientati nnO-SSE, nO-SE e n-S;- Depressione di Tricase, depressione interessata dafratture subverticali di direzione nnO-SSE e nO-SE.

dal punto di vista morfologico, l’area salentinacostituisce il blocco meno elevato della Piattaformaapula. Le forme del suo rilievo sono direttamentecondizionate dalla locale architettura tettonica e stra-tigrafica, acquisita nel corso delle ere geologiche, checonferisce al paesaggio la tipica conformazione diuna serie di dorsali, convergenti verso l’estremitàmeridionale (Capo di Santa maria di Leuca), e de-pressioni variamente estese e collegate con la vastapiana della Depressione tarantino-brindisina a nord. Ledorsali hanno sommità subpianeggiante, con quotemassime non superiori ai 200 metri (189 m; Serredel Cianci, nei dintorni di Specchia) e limitate sullato orientale da ripidi gradini con dislivelli compresi


tra qualche decina di metri e gli 80 m.I reticoli idrografici che dissecano il retroterra sa-

lentino corrispondono a singoli solchi di varia lun-ghezza, poco incassati, moderatamente gerarchizzatie prevalentemente endoreici. Come per le altre por-zioni del territorio pugliese, questi solchi sono ali-mentati esclusivamente dalle precipitazioni meteo-riche, quindi sono caratterizzati da un regime torren-tizio, con deflussi saltuari e rapidi, fortemente con-nessi all’intensità e alla durata degli episodi piovosi.I versanti costieri presentano il tipico modella-

mento a terrazzi delle coste di recente emersione:ripe e antistanti piattaforme d’erosione o di accre-zione che si susseguono, senza soluzione di conti-nuità, dalle quote più alte sino al livello del mare.In particolare, la fascia costiera orientale, che si af-faccia sul Canale d’Otranto, mostra una continuafalesia, alta e rocciosa, modellata in corrispondenzadel margine originario della Piattaforma apula, in-tagliata da piccole rias (brevi solchi erosivi) e incisada numerose grotte situate a varie quote sul livellomarino. La costa occidentale, aperta sul Golfo di


Fig. 1.28 – Carta strutturale del Salento e delle Murge meridionali con gli stereogrammi dei rilievi strutturali svolti (proiezioni di Schmidt, emisfero inferiore)(da TOZZI, 1993). Legenda: 1 – principali faglie; 2 – faglie dirette e sub-verticali; 3 – faglie trascorrenti o con importante componente orizzontale; 4 – intersezionidelle superfici assiali con la topografia (poli); 5 – direzione di massima compressione; 6 – direzioni di estensioni; 7 – poli dei piani di stratificazione; 8 – calcari

e dolomie del Cretaceo superiore; 9 – calcari Paleogenici; 10 – calcareniti mioceniche; 11 – calcareniti e depositi plio-quaternari.– Structural map of Salento and southern Murge, showing the stereograms of the structural surveys (Schmidt projections, lower hemisphere) (from TOZZI, 1993).Legend: 1 – main faults; 2 – normal and sub-vertical faults; 3 – transcurrent faults, or faults with a significant horizontal component; 4 – intersections of the axial surfaces with thetopography (poles); 5 – direction of maximum compression; 6 – directions of extensions; 7 – poles of bedding planes; 8 – Upper Cretaceous limestones and dolostones; 9 – Paleogene

limestones; 10 – Miocene calcarenites; 11 – Plio-quaternary calcarenites and deposits.

Taranto, è, invece, caratterizzata da basse ripe roc-ciose, con isolette e scogli allineati a breve distanzadalla riva, che si alternano ad estesi arenili, orlatida cordoni dunali con retrostanti paludi attual-mente bonificate.

1.3.4. - Tavoliere delle Puglie, Fossa Premurgiana eDepressione tarantino-brindisina

I principali bassipiani del territorio pugliese sonorappresentati dal Tavoliere delle Puglie, dalla Fossa Pre-murgiana e dalla Depressione tarantino-brindisina.

Il Tavoliere costituisce una vasta zona pianeg-giante (circa 3500 km2) con forma grossomodo diquadrilatero, delimitata a Sud-Est dal basso troncodel Fiume Ofanto e dagli affioramenti della piatta-forma murgiana, ad Ovest dalla fascia montuosadell’Appennino dauno, a nord-Est dal TorrenteCandelaro che lo separa dall’adiacente Gargano (tav.1 f.t.). Presenta un’elevazione media non superiorea un centinaio di metri, tranne la porzione più in-terna, in corrispondenza della fascia a ridossodell’Appennino dauno, ove si raggiungono i 700m di quota. Procedendo dal margine appenninicoverso il mare Adriatico, le forme del rilievo sonorappresentate da una serie digradante di ripiani di-

versamente estesi, collegati da gradini con dislivellivariabili, dissecati da reticoli idrografici caratteriz-zati da ampie piane alluvionali che presso la fasciacostiera originano estese aree palustri orlate dadune costiere.

Il settore meridionale del Tavoliere, compreso tra ilFiume Ofanto e il Torrente Cervaro, corrispondead un graben allungato SO-nE, con ulteriore gra-donatura nO-SE immergente verso l’Appennino.questa depressione tettonica (Graben dell’Ofanto),interpretata come “graben a pettine” da dOGLIOnIet alii (1994), è delimitata da due principali linea-menti tettonici, quello di manfredonia a nord edalla linea dell’Ofanto a Sud, entrambi attivi du-rante il Plio-Pleistocene. In questo settore sonostati individuati otto ripiani disposti a quote diversecomprese tra 350 e 5 m s.l.m. (CALdARA & PEnnETTA,1993), ognuno dei quali bordato da una scarpata,con modesti dislivelli, continua per diversi chilome-tri. Il reticolo idrografico è costituito da corsi d’ac-qua, poveri e poco profondi, generati nella stessapiana e che scorrono ortogonalmente rispetto al-l’attuale linea di costa, fino all’altezza di Cerignola,ove subiscono una rotazione verso nord, presumi-bilmente connessa a fasi di sollevamento differen-ziale, evidenziate anche dalla migrazione del deltadel fiume Ofanto. La piana costiera del settore meri-dionale, quindi, è costituita da una fascia di circa 5-6 km che tende ad allargarsi dopo aver superato leSaline di margherita di Savoia fino a circa 20-25 km(CALdARA & PEnnETTA, 1993). Secondo gli stessiautori, la presenza di un antico cordone litorale hadeterminato la formazione di un’unica ampia la-guna, che, intorno al II secolo a.C., è stata suddivisain diverse porzioni dalle alluvioni del Torrente Cer-varo. Il successivo insabbiamento da parte del mareha favorito la formazione di numerosi laghi costieri,bonificati per colmata a seguito della legge Serpieri-Iandolo (1933).

Il settore centrale del Tavoliere, esteso dal TorrenteCervaro sino a poco più a nord di S. Severo (tav.1 f.t.), è occupato da un semigraben allungato indirezione appenninica. Ad occidente, a ridosso del-l’Appennino dauno, si individua la zona più ele-vata (tra 500-100 m s.l.m.) rispetto a quellaorientale che si raccorda al mare. All’interno diquesto settore, si distinguono due distretti: uno oc-


Fig. 1.29 – Rappresentazione schematica dell’assetto strutturale del SalentoSud-occidentale con i diversi blocchi e depressioni identificati su base

territoriale (da TOzzI, 1993). – Schematic representation of the structural setting of the southern-western sector of

Salento, showing the horsts and the tectonic depressions (from TOzzI, 1993).

cidentale, tra i 500 m e i 100 m di quota a ridossodell’Appennino, ed uno orientale che parte dai 100m e si raccorda con la piana costiera. I corsi d’ac-qua nascono dall’Appennino e si immettono nelTorrente Candelaro, ad esclusione del TorrenteCervaro. Secondo la cartografia storica fino alXVIII secolo, quest’ultimo torrente non raggiun-geva il mare bensì confluiva nel Lago Versentino;soltanto sul finire del secolo zATTA (1784) riportaper questo torrente tre rami: uno si immetteva nellago per poi uscirne ed immettersi nel Candelaro,un secondo, invece, confluiva nella foce del Can-delaro ed un terzo sfociava direttamente a mare.La presenza di numerosi tratti di paleoalvei con an-damento meandriforme indica che i diversi corsi d’ac-qua che solcano attualmente questo settore di Tavolieredovevano divagare a lungo prima di immettersi nelTorrente Candelaro (CALdARA & PEnnETTA, 1993).

Infine, il settore settentrionale del Tavoliere si svi-luppa a nord dell’allineamento strutturale Torremileto-diga di Occhito. è caratterizzato da un se-migraben ribassato verso il mar Adriatico concomplicazioni allineate E-O, nE-SO e n-S corri-spondenti alla Faglia del Fiume Fortore. questosettore è caratterizzato da un reticolo idrograficogiovane, ad andamento circa n-S, presumibilmentecondizionato dai lineamenti tettonici, in fase dierosione regressiva e con acque che defluiscononel mare Adriatico. Come riportato in CALdARA &PEnnETTA (1993), in tempi storici recenti le cor-renti marine provenienti da nord-Ovest avrebberoridistribuito verso Est i sedimenti del Fortore, cre-ando in tal modo la lunga barra costiera che isolaattualmente il Lago di Lesina (cap. 13).

Secondo quanto riportato in PATACCA &SCAndOnE (2004), nelle aree settentrionali del Ta-voliere, ricadenti in parte nei settori settentrionali ecentrali individuati da CALdARA & PEnnETTA(1993), sono stati riconosciuti 5 sistemi di fagliaprofondi (fig. 1.17), di diverso orientamento ed at-tività sismica. Il primo sistema è rappresentatodalle faglie normali di direzione nO-SE, immer-genti a SO, attive durante il Tardo Pliocene ed ilPleistocene inferiore, e sigillate dai depositi di etàSanterniano-Emiliano (1.57 -1.50 ma; cuneo cla-stico di sin-rampa in fig. 1.17). Localmente le por-zioni inferiori di queste successioni mostrano una

debole deformazione. Il secondo sistema è statorilevato unicamente nella zona di Sant’Agata, adOvest del lago di Lesina, ove sono stati ricono-sciuti due allineamenti tettonici, verticali di dire-zione nE-SO, sigillati dai depositi del TardoPleistocene inferiore e rappresenterebbero la ter-minazione dell’alto strutturale delle Tremiti. Un si-stema transpressivo ad alto angolo e direzioneOnO-ESE, attivo durante il Pleistocene inferiore,costituisce il terzo sistema di faglie riconosciutonell’area in esame e ben rappresentato dall’alto diChieuti. questa struttura tettonica è stata interpre-tata da PATACCA & SCAndOnE (2004) come unastruttura di push-up, delimitata da faglie ad alto an-golo, immergenti a Sud e ad nord, sigillata dai de-positi di età Emiliano-Siciliano (1.50-0.92 ma;depositi di post-rampa in figura 1.17). Faglie normaliad andamento OnO-ESE costituiscono il quarto,più antico, ed il quinto, più recente, sistema tetto-nico. Il più antico, attivo solo durante il Pleistoceneinferiore, è rappresentato da faglie normali immer-genti a Sud e a nord, rispettivamente a Sud e anord del pozzo petrolifero Chieuti 1. Il sistemapiù recente, attivo, corrisponde alla nota Faglia diApricena, immergente a Sud, ed altre faglie ad essaassociate che dislocano i sedimenti del Pleistoceneinferiore e medio (depositi progradanti e sabbie regressivein figg. 1.17, 1.24).

La Fossa Premurgiana (parte della Fossa Brada-nica) è l’area depressa interposta tra l’Appenninolucano e le murge, che si estende a Sud della Valledell’Ofanto fino alla Piana di metaponto (AA. VV.2010) (tav. 1 f.t.). è un’area prevalentemente colli-nare con rilievi a tetto piatto, caratterizzata daestese superfici pianeggianti disposte a gradinata.In particolare, la Fossa Premurgiana ricade in granparte negli ambiti amministrativi lucani e solo lasua porzione orientale, a ridosso della scarpatadelle Murge Alte, ricade nel territorio pugliese.L’area settentrionale del settore pugliese di questaFossa è solcata dal Torrente Locone e dai tratti su-periori dei Torrenti Gravina di Picciano e Gravinadi matera mentre il Torrente Galeso, il fiume Lato,il fiume Tara ed il fiume Chidro sono i più brevicorsi d’acqua che attraversano l’area meridionaledella Fossa (AA. VV. 2010). Le testate dei baciniidrografici dei fiumi/torrenti dell’intera fossa sono


sempre impostate sui versanti delle Murge Alte, perpoi dirigersi verso la fossa, presentando le morfo-logie tipiche delle forre, denominate gravine.

Infine, la Depressione tarantino-brindisina o notacome Soglia Messapica (fig. 1.27), è stata interpretatacome una faglia trascorrente destra (North SalentoFault di GAmBInI & TOzzI, 1996) a cui è associatauna più ampia zona di deformazione, ad anda-mento E-O. nella sua porzione orientale, questazona è caratterizzata da un’ampia depressionetriangolare aperta sul lato adriatico mentre sul latooccidentale è definita da una serie di piccoli blocchisollevati e strette depressioni (fig. 1.29; RICCHETTIet alii, 1988; TOzzI, 1993). quest’ultimo assettostrutturale è riconoscibile nell’area di mottola, ovesono evidenti strutture transpressive e transtensiveassociate ad un principale sistema di faglie trascor-renti destre, attive durante il Pliocene superiore-Pleistocene inferiore. (PIERI et alii, 1997;TROPEAnO et alii, 1998). In particolare, nell’areain esame, in affioramento (stereogramma 18, fig.1.28), sono stati rilevati due sistemi di faglia(TOzzI, 1993): il principale subverticale orientaton270°-280° che ha ribassato il Salento rispettoalle Murge, e uno secondario orientato n330°. Lefaglie sono principalmente di tipo diretto, conqualche componente di movimento obliquoverso SO. L’ultimo evento distensivo si è proba-bilmente impostato su precedenti faglie trascorrenti(FUnICIELLO et alii, 1991). Lo stesso movimentoobliquo avrebbe separato il Salento dalle Murge, intempi eo-oligocenici, probabilmente a seguito dellespinte prodotte dall’Arco Ellenico (RICCHETTI etalii, 1988; TOzzI, 1988). questo movimentoavrebbe indotto una rotazione oraria di circa 25°del Salento rispetto alle murge, determinandoquindi una differenza di circa 20°-30° nell’anda-mento degli assi strutturali principali del Salento(nnO-SSE) rispetto a quelli delle murge (nO-SE).

1.4. - IL CARSISmO

La Puglia è la regione italiana con la maggiorepresenza di rocce solubili in affioramento, essen-zialmente di natura carbonatica, con presenza raradi depositi evaporitici. A tal riguardo, in figura 1.30è riportata la mappa sintetica, redatta a cura della

Società Speleologica Italiana, nella quale è rappre-sentata sommariamente la distribuzione delle areecarsiche d’Italia e l’ubicazione delle principali sor-genti; carta realizzata per un primo censimento ge-nerale delle sorgenti di origine carsica, edita nel2002. Per quanto riguarda le sorgenti della Puglia,carsiche e non, si rimanda alla più dettagliata illu-strazione riportata nel capitolo 4.

La predominante estensione di rocce solubilicarsificabili influenza notevolmente i caratteri mor-fologici, idrologici ed idrogeologici della Puglia.L’intenso sviluppo dei processi carsici (tav. 2 f.t.)su vaste aree ha determinato la prevalenza nel pae-saggio pugliese di tipiche morfologie, paesaggi egrotte carsiche (GIULIAnI, 2000; PARISE, 2007).meno evidente è il carsismo profondo, il qualeperò assume una notevole importanza in Puglia, inquanto incide sulla idrogeologia regionale.

Per evidenziare l’incidenza che il carsismo as-sume sulla idrogeologia e sulle disponibilità idrichesotterranee presenti e future di questa regione,conviene ricordare talune sintetiche e semplici con-siderazioni tratte dal documento informativo“L’acqua che berremo” (giornate nazionali dellaSpeleologia, patrocinate dal Comitato Italiano peril 2002 AIm), dedito a tutelare il patrimonio idricoe le fenomenologie carsiche (AA.VV., 2002):

Ciò che colpisce particolarmente è la constatazione che,laddove più copiose sgorgano le sorgenti, esse traggono ali-mentazione dalle rocce carbonatiche e carsiche. Le conoscenzeacquisite ad oggi al riguardo ci permettono di asserire che lesorgenti carsiche e tutto il complesso di fenomeni e di processiche avvengono all’interno di tali rocce, rappresentano un pa-trimonio di grande importanza socio-economica. L’attenzionesi sposta, dunque, su tutto il paesaggio carsico, sia quello su-baereo, sia quello sotterraneo, davvero straordinario.

Le acque carsiche rappresentano e rappresenterannosempre più in futuro un pilastro dello sviluppo sostenibilein termini di risorse idriche destinate al consumo umano.La protezione di tali risorse diventa una missione priorita-ria per tutti i governi e le organizzazioni mondiali. Ma laprotezione dell’Ambiente, in tutte le sue diverse forme e ma-nifestazioni, è figlia della conoscenza.

Per quanto riguarda l’idrologia il carsismo è un fenomenoambivalente, perché è vero che le montagne carsiche sono spessoriarse, ma funzionano come gigantesche spugne nell’assorbiree immagazzinare la preziosa risorsa idrica, restituendola a



Fig. 1.30 - Carta delle principali aree e sorgenti carsiche d’Italia. Le cifre in parentesi indicano la portata idrica in mc/s (mod., da AA.VV., 2002).– Map of the main karst areas and springs of Italy. Numbers in parenthesis indicate the water discharge in m3/s (modified, from AA.VV., 2002).

valle in punti ben precisi. Qui, dove il reticolo idrografico sot-terraneo viene alla luce, si trovano sorgenti imponenti: veri epropri fiumi che all’improvviso emergono dalle profondità dovehanno avuto origine dall’incessante confluire di mille vene e dimiriadi di gocce. In altri casi, grandiosi sono corsi d’acqua giàformati che vengono inghiottiti e scompaiono sottoterra per riap-parire, ingrossati da ignoti affluenti, a molti chilometri di di-stanza e spesso sotto un altro nome. Questi corsi d’acquamisteriosi e improvvisi – autentici “fiumi della notte” carichidi simbologie e di fascino - costituiscono una risorsa di valoreincalcolabile: sono i condotti in cui scorre l’acqua che beviamoe, sempre di più, l’acqua che berremo.

Le modalità e velocità di deflusso delle diverse zone sot-terranee sono molto differenti. Nella parte superiore (detta“vadosa”), l’acqua scorre a pelo libero, in condizioni deltutto simili a quelle dei corsi d’acqua esterni: flussi concen-trati e alte velocità, con rapide e cascate. Nella zona satura,invece, l’acqua si muove in pressione esercitando sulle paretirocciose un’uguale azione in tutte le direzioni. La sua velo-cità è bassa, potendo essere di qualche millimetro all’ora.La demarcazione tra zona vadosa e freatica non costituisceun confine regolare o costante, ma può subire notevoli oscil-lazioni, condizionate dalle precipitazioni esterne (si cono-scono variazioni di livello di molte decine di metri in tempibrevissimi) oppure, su scala temporale geologica, indottedall’evoluzione della struttura dell’acquifero. Queste lentis-sime modificazioni possono portare allo svuotamento di gal-lerie un tempo completamente allagate, permettendo così aglispeleologi di accedervi e di esplorarle. Ma può verificarsianche il caso contrario. Ad esempio, al termine delle ultimeglaciazioni il livello marino si è innalzato di più di centometri, sommergendo cavità che si erano evolute in ambienteaereo; è questa la genesi di gran parte delle grotte (e sorgentisottomarine) che troviamo un po’ dovunque, laddove il cal-care si immerge direttamente in mare, dalla Sardegna allaPuglia, dal Cilento al Carso.

Circa la protezione dell’acqua costituente un impegnodi civiltà, il problema è aggravato dalle caratteristiche stessedegli acquiferi carsici, direttamente collegati al mondo esternoe dove l’acqua scorre velocemente, con scarso potere autode-purante e nessuna capacità filtrante. Intanto la presenza dilaghi e di bacini sotterranei può favorire l’accumulo delle so-stanze inquinanti, che in tal modo possono raggiungere con-centrazioni superiori a quelle della fonte originaria, per poivenire velocemente recapitate alle sorgenti durante le piene.La questione è complicata dal fatto che il bacino superficialee quello effettivo raramente coincidono, così che gli inquinanti

possono essere trasportati a sorgenti distanti e insospettabili.Anche in Italia si conoscono casi di sorgenti alimentate

da zone molto lontane. Noto da sempre è l’esempio del F.Timavo, che scompare sottoterra a San Canziano, in Slo-venia, per riapparire vicino al mare a una quarantina dichilometri di distanza.

A differenza delle modeste sorgenti che si trovano unpo’ in tutti i tipi di terreni, i punti di emersione delle acquecarsiche, raccogliendo gli apporti di bacini molto vasti, hannoportate che possono essere imponenti, e che vengono misuratein m3/s. In Italia la più copiosa emergenza di acque carsicheè quella del Timavo, che drena il Carso con un deflussomedio di circa 35 m3/s, ma che può superare i 140 m3/sdurante le piene. Le altre sorgenti maggiori si trovano nel-l’Italia centrale: quelle del Peschiera e del Gari, entrambecon portate attorno ai 18 m3/s, e quelle della gola di Narni(circa 15 m3/s); ed ai piedi delle Prealpi, con le sorgenti delLivenza (9 m3/s) e dell’Oliero (13 m3/s).

La presente monografia cita ampiamente situa-zioni idrogeologiche pugliesi più o meno analoghe aquelle dianzi citate, comportanti afflussi sorgentizi diacqua, sovente prossimi alle coste, in prevalenza sal-mastri, perchè influenzati dal rapporto acqua dolcedi falda – acqua marina intrusa nel continente, chenell’insieme danno luogo ad una portata d’acquaaf-fiorante lungo costa di svariate decine di m3/s.

Fortunatamente molti dei principali acquiferi carsicicomprendono territori montuosi quasi disabitati – tutelatida parchi, riserve o zone di rispetto degli acquedotti - dovel’impatto delle attività umane è praticamente inesistente.Ben diversa è invece la situazione nelle vaste aree carsichedi bassa quota e densamente popolate, dove viene sistemati-camente ignorata l’estrema vulnerabilità di terreni altamentepermeabili. Permane, quasi ovunque, la consuetudine di get-tare un po’ di tutto nei pozzi, nelle doline, nelle spaccaturedella roccia, dove inevitabilmente finiscono anche gli scarichidegli allevamenti e delle attività industriali.

Problemi analoghi si riscontrano in gran parte della Pu-glia, costituita da un tavolato calcareo, dove il fenomeno piùpreoccupante, sempre legato alla permeabilità del terreno, èquello dell’ingressione di acque marine. In questa regione–che possiede unicamente risorse idriche carsiche- sono statiscavati negli ultimi cinquant’anni circa 120.000 pozzi, fralegali ed abusivi, usati soprattutto per l’irrigazione. In as-senza di ogni tipo di controllo è stata (ed è) prelevata unaquantità d’acqua molto superiore alla capacità dell’acquiferodi ricaricarsi, portando alla rottura dell’instabile equilibrio


costiero fra le acque sotterranee continentali e quelle marine.Il risultato è che queste ultime sono entrate in profonditànelle falde: non essendo più contrastate dalla pressione del-l’acqua dolce, hanno avuto buon gioco nell’insinuarsi fino amolti chilometri dalla costa, dove, se si scava un pozzo, oraesce acqua salata.

Questi fenomeni, qui appena sfiorati nella loro gravità,condizionano il modo in cui sarà possibile pensare al futurodi molte aree, ove sono presenti gli acquiferi carsici. Per in-vertire la tendenza, appaiono indispensabili interventi con-creti di governo del territorio, ma altrettanto utili potrebberoessere adeguate campagne di informazione e sensibilizza-zione dei funzionari addetti e delle popolazioni locali.

Per un paese in cui oltre un terzo del territorio è carsi-ficato e oltre il 40% delle risorse idriche ad uso potabile pro-viene da acquiferi carsici, il quadro normativo di tutelapuntuale e territoriale relativo a queste peculiari e imperdi-bili risorse risulta, malauguratamente, ancora inadeguato.Intanto necessita prevenire le conseguenze di impatti negativi,derivanti da inadeguati o insufficienti studi preventivi, re-lativi ad opere pubbliche e private attingenti a dette risorseidriche; rimuovere, ove presenti, le cause di degrado e inqui-namento della qualità degli acquiferi carsici; sensibilizzarel’opinione pubblica sull’importanza ambientale delle areecarsiche, attraverso azioni di divulgazione e progetti didatticia vario livello.

L’acqua che si raccoglie nel territorio carsico nazionalerappresenta una insostituibile risorsa naturale collettiva,confinata in orografie superficiali e profonde non deter-minate da confini amministrativi, bensì solo da complessifenomeni geologici, oggi sovente ancora incompresi e daindagare.

Le interessanti citazioni sopra esposte espri-mono, con grande semplicità, aspetti delle feno-menologie carsiche strettamente legati allapresenza e alle disponibilità idriche, cui la lettera-tura idrogeologica e scientifica ha dedicato finoranel mondo grande spazio. Si ricordano fra gli au-tori che più di recente hanno trattato largamentel’argomento FORd & WILLIAmS, 2007.

Il presente capitolo presenta a tal riguardo al-cune utili osservazioni, legate principalmente alcontrollo dell’assetto strutturale e all’incidenza cheil carsismo determina agli effetti della circolazioneidrica in generale, evidenziando, inoltre, il ruolosvolto dall’epicarso sulla infiltrazione e sulla rica-rica degli acquiferi.

1.4.1. - Il fenomeno carsico in idrogeologia

Il carsismo consiste principalmente nella disso-luzione chimica operata da acque acidule su roccesolubili. Fra queste, fatta eccezione per i gessi pre-senti in Puglia principalmente in prossimità di ma-rina di Lesina nell’area garganica (cap. 13), lepresenti annotazioni riguardano principalmenteformazioni carbonatiche, rappresentate dai calcarimesozoici e, subordinatamente, dalle calcareniti inprevalenza mioceniche e plio-quaternarie. dettadissoluzione carsica determina prioritariamente ef-fetti in superficie (doline, polje, inghiottitoi, ecc.)e poi nel sottosuolo, dove si va formando unacomplessa e sovente intercomunicante rete divuoti, che in base alle dimensioni degli stessi sonoin genere distinti in fessure o fratture, condotti car-sici, sino a vere e proprie grotte esplorabili dal-l’uomo. è proprio la presenza di questi vuoti ocavità, tra l’altro in continua evoluzione, a costi-tuire l’elemento primario dei territori carsici, rap-presentandone la peculiarità e influenzando, inmodi assai complessi, i caratteri idrologici e idro-geologici (SmART & FORd, 1986; WHITE, 1988;FORd & WILLIAmS, 2007).

In termini di tempi occorrenti affinchè il carsismoin parola si produca, a livello di semplice informa-zione vanno distinte le rocce evaporitiche (tipo ani-driti o gessi), raramente presenti in Puglia, da quellecalcaree propriamente dette. nel primo caso l’evo-luzione del carsismo è rapida, talora anche dell’ordinedi qualche diecina di anni, mentre nelle rocce carbo-natiche compatte detta evoluzione è lentissima, del-l’ordine dei millenni o dei tempi geologici.

In presenza degli acquiferi carsici, ai quali lapresente monografia si riferisce, è difficile definireun “bacino idrografico”, dato che il ruscellamentosuperficiale risulta assai limitato, in quanto l’acquatende rapidamente ad infiltrarsi nel sottosuolo unavolta individuata una via di accesso, sia essa unafrattura o un vero e proprio inghiottitoio. Granparte del movimento dell’acqua avviene quindi nelsottosuolo, il che rende non praticabile la suddivi-sione in bacini idrografici superficiali e l’individua-zione dei relativi spartiacque topografici, quandoquesti sono finalizzati alla formulazione dei bilanciidrici. Per gli ambienti carsici è stato pertanto pro-


posto l’uso delle cosiddette “aree contribuenti”, insostituzione del concetto di bacino idrografico(GUnn, 2007), intendendo con tale termine qua-lunque area che contribuisca alla ricarica idrica.Esse andrebbero determinate attraverso l’analisidei livelli idrici e dei risultati di indagini sistemati-che, quali ad esempio prove con traccianti (FORd& WILLIAmS, 2007; GOLdSCHEIdER & dREW, 2007;GOLdSCHEIdER et alii, 2008; SHAPIRO, 2011). Ulte-riori informazioni, di estrema rilevanza in quantoderivanti da insostituibili osservazioni dirette, sonofornite dalle esplorazioni e dai rilievi speleologici,e dalla relativa documentazione, che attualmentehanno raggiunto livelli di notevole affidabilità eprecisione (HAUSELmAnn, 2011; mARTImUCCI &PARISE, 2012; SAURO et alii, 2013). In ogni caso,in presenza di carsismo, la definizione e l’inter-pretazione di parametri idrogeologici presentanotevole complessità (PALmER, 1999). Parametriidrogeologici quali la porosità e la permeabilitàandrebbero definiti caso per caso, in funzionedell’evoluzione del carsismo e della sua influenzasull’idraulica sotterranea.

Vale la pena ricordare a tal riguardo che la let-teratura scientifica dedicata al carsismo della Pugliasi sofferma più frequentemente sugli spessori piùepidermici dei territori e sull’epicarso in partico-lare. Poco è stato studiato invece con riferimentoal carsismo profondo, che condiziona notevol-mente la circolazione idrica sotterranea. nell’Altamurgia (par. 15.7) è stato possibile riscontrare lapresenza di carsismo a notevole profondità. Il casopiù recente riguarda gli strati carbonatici carsificatirinvenuti a oltre 900 m di profondità in un pozzodi ricerca idrica perforato in agro di Ruvo di Puglia.Viceversa, è stata riscontrata nella piana barese unariduzione della permeabilità dell’ammasso carbo-natico con la profondità, ad indicare una frattura-zione carsificata che va riducendosi progresiva-mente lungo la verticale (par. 15.8).

I processi che determinano il carsismo modifi-cano fortemente la porosità e la permeabilità dellerocce carbonatiche in tutti gli stadi diagenetici dellaroccia stessa. Il carsismo può determinare, ad esem-pio, una porosità, intesa come semplice rapportovuoto su pieno, anche nell’ordine del 40-50%(CHOqUETTE & PRAy, 1970; Focus Group on Karst Hy-

drology, 2008). è ben evidente l’estrema variabilità dicomportamento che gli acquiferi carsici subisconoin funzione delle eterogeneità idrogeologiche deri-vanti da porosità di vario ordine (ATkInSOn, 1977;WORTHInGTOn, 1994, 1999). è possibile infatti di-stinguere la porosità dovuta a fratturazione tetto-nica, a giunti di strato, talora ricolmi più o meno dimateriali residuali, nel caso della Puglia costituiti daterre rosse, dai vuoti carsici più pronunciati. In ognicaso, per definire la porosità efficace ai fini deglistudi di idrogeologia nel particolare contesto pu-gliese, conviene trascurare del tutto la porosità in-tergranulare della matrice, intendendosi quest’ultimacome porosità del calcare di base.

La tabella 1.2 riporta alcuni dati geometrici e laporosità (definita come il rapporto tra il volumedella grotta e il volume minimo del blocco di rocciache la contiene) di alcune grotte variamente distri-buite nel mondo. Essa evidenzia che i vuoti dovutial carsismo costituiscono un’aliquota estrema-mente bassa dei volumi di roccia complessivi. Ciòrende difficoltosa la ricerca di detti vuoti attraversol’esecuzione di indagini geognostiche.

1.4.2. - Il ruolo delle discontinuità e dell’assetto geologico-strutturale nello sviluppo del fenomeno carsico

Gli elementi fondamentali che concorrono al-l’innesco delle azioni di dissoluzione su rocce so-lubili ed alla successiva evoluzione del fenomenocarsico nei calcari sono i caratteri litologici e strut-turali dell’ammasso roccioso. Si verifica a detto ri-guardo in Puglia che certe formazioni rocciosecarbonatiche, definite più correttamente maiolicao scaglia, come quelle presenti alla base delle for-mazioni litoidi del tratto mattinata-Vieste (Gar-gano) e particolarmente segnate dall’alternanza conliste di selci del Cretaceo superiore, benché forte-mente interessate da tettonica disgiuntiva, risultanosotto il profilo idrogeologico essenzialmente im-permeabili, stante il carattere fortemente serratodelle fratture, pur assai frequenti. Fa eccezione ta-lora il passaggio laterale a calcari micritici, ovverodalla maiolica alla scaglia, segnatamente stratificata,nella quale la fratturazione tettonica subisce taloraintrinseche situazioni petrografiche, caratterizzateda vuoti carsici singolari, colmati da terra rossa al-


luvionata attraverso i giunti tettonici confluentiverso le cavità carsificate. è difficile in detta situa-zione individuare in situ dette cavità, stante la densacopertura da parte della Foresta Umbra. La pre-senza di forme carsiche e il conseguente riempi-mento ad opera di terre rosse (fig. 1.31), sono

fenomeni in ogni caso ben rari in detta area.Passando agli esempi di vere e proprie grotte,

prodotte da motivazioni di geologia strutturale econseguente evoluzione carsica, val la pena ricor-dare il caso delle grotte di Citrus County in Florida(BRInkmAnn & REEdER, 1994), il cui sviluppo è ri-


Ogof Agen Allwedd - OgofDaren Cilau, Galles 6200 x 1900 x 50 0.9 75 0.15 1.7

Blue Spring Cave, Indiana,USA 5100 x 2600 x 45 0.5 32 0.08 1.1

Kingsdale Cave System,Inghilterra 2600 x 1500 x 100 0.17 20 0.04 1.8

Nohoch Nah Chich, Messico 5500 x 1900 x 80 4 39 0.48 6.5

Mammoth Cave, Kentucky,USA 11000 x 9000 x 90 8 550 0.09 1.4

Castelguard Cave, Canada 6500 x 1200 x 400 0.12 20 0.004 0.51

Friars Hole System, West Virginia, USA 6000 x 2000 x 80 2.7 70 0.28 2.5

McFail’s Cave, New York, USA 3500 x 2300 x 90 0.12 11 0.016 0.37

Skull Cave, New York, USA 1300 x 940 x 60 0.046 6 0.064 1.2

Southern Gunung Api, Malesia 7000 x 2500 x 400 30 110 0.43 7.5

Grotta

Tab. 1.2 – Valori di porosità e estensione areale per alcune tra le più note grotte al mondo. Il volume della roccia corrispondeal minimo blocco rettangolare di roccia che contiene il sistema tridimensionale di gallerie note per ciascuna grotta. Volume elunghezza della grotta si riferiscono ai passaggi di grotta esplorati e cartografati. Porosità della grotta è il volume della grottacartografata diviso per il minimo blocco rettangolare di roccia che la contiene. Copertura areale della grotta è l’area in pianta

della grotta divisa per il minimo rettangolo di roccia che la contiene (mod., da WOrTHINGTON, 1999).– Porosity values and areas of some of the most well-known caves in the world. The volume of rock cor-responds to the minimum rectangular block of rock containing the three-dimensional system of under-ground passages known for each cave. Volume and length of the cave refer to the explored and mappedpassages. Cave porosity is the mapped volume of a cave divided by the minimum rectangular block of rockcontaining it. Areal coverage of a cave is the planimetric area of the cave divided by the minimum

rectangular block of rock containing it (modified from WORTHInGTOn, 1999).

Volume della roccia

(lunghezza xlarghezza x altezza)

(ml)

Volumedellagrotta

(m3 x 106)

Lunghezzadellagrotta

(km)

Porositàdellagrotta

(%)

Coperturaareale della

grotta

(%)

sultato fortemente condizionato dalle discontinuitàdi origine tettonica e dal miscelamento delle acquedolci di falda con acque marine. questa circostanzaè particolarmente presente anche lungo le coste pu-gliesi (dELLE ROSE & PARISE, 2005; PARISE et alii,2012), laddove andrebbero approfonditi gli studimirati all’analisi dell’evoluzione del carsismo in cor-rispondenza delle zone tettonizzate della forma-zione carbonatica in prossimità dell’interfacciaacqua dolce-acqua di mare, condizionato, peraltro,dalle ripetute oscillazioni del livello marino. Infatti,alcune grotte naturali pugliesi prodotte dal carsismosono oggi presenti a quote altimetriche di molto su-periore al livello del mare. In quest’ordine di idee siricordano qui la Grotta di nove Casedde in terri-torio di martina Franca (IURILLI et alii, 2009), laGrava di Campolato a San Giovanni Rotondo(FUSILLI, 1988), la Grave don donato a Locoro-tondo (PALmISAnO, 1990), e la Voragine di monte

Castel Pagano a Cisternino, oltre ad estesi tratti deisistemi carsici di Castellana Grotte, come il Corri-doio del deserto delle Grotte di Castellana (PARISE,1999; PARISE & TRISCIUzzI, 2007) e parte del si-stema di Pozzo Cucù (mOnTEnEGRO et alii, 2005;PARISE, 2011; mOnTEnEGRO & PARISE, 2012). Intabella 1.3 sono riportati alcuni dati relativi allegrotte naturali più estese del territorio regionale.

L’assetto strutturale a grande scala, laddove èsignificativamente presente il carsismo, potrebbefornire indicazioni di massima circa le direzionipreferenziali di deflusso idrico sotterraneo (dELLEROSE & PARISE, 2003). In figura 1.32 è schemati-camente illustrato il processo di formazione di di-scontinuità strutturali la cui permeabilità èprogressivamente incrementata dal carsismo, chedeterminano percorsi preferenziali del flussoidrico sotterraneo. L’argomento richiede, in Pu-glia, maggiori approfondimenti, stante l’impor-


Fig. 1.31 – Passaggio dalla “maiolica” alla “scaglia” alternate a straterelli di selce lungo la strada provinciale n° 53 mattinata-Vieste (FG). Si riscontra la presenzaesemplare di una cavità carsica, ricolma di terra rossa.

- Transition from Maiolica to Scaglia formations alternated with thin beds of chert along the province road no. 53 Mattinata-Vieste (Foggia province). Note the karst cavity filled with terra rossa.

tanza che riveste al fine dello studio della “vulne-rabilità” degli acquiferi carbonatici all’inquina-mento (par. 1.4.5; cap. 10). In ogni caso, le cavitàcarsiche negli ammassi rocciosi carbonatici assaispesso oscurano l’origine stratigrafica e tettonica(figg. 1.33, 1.34), a causa dei fenomeni di erosionemeccanica conseguenti al deflusso idrico, daiquali si determinano, nei tempi geologici, allarga-menti dei piani di strato e delle cavità, tanto dacomplicare il legame fra processo carsico e de-flusso idrico sotterraneo (LOWE, 2005).

Passando a definire gli orizzonti strutturali emorfologici che le vie carsiche assumono in pro-fondità (inception horizons; LOWE, 1992; LOWE &GUnn, 1997; FILIPPOnI et alii, 2010), l’argomento-non semplice nè immediato da determinare- equi-vale in sostanza a stigmatizzare, fin dove possibile,il processo di dissoluzione prodottosi in profon-dità partendo dalla strutturazione tettonica e daldegrado subito in tempi pregressi dalla stessa, finoa determinare gli incrementi di porosità e di per-meabilità. La situazione si complica ulteriormenteladdove gli strati carbonatici sono interrotti strati-graficamente da livelli impermeabili, devianti o re-golarizzanti, secondo i casi, i deflussi stessinell’acquifero (figg. 1.35, 1.36).

Tentare una ricostruzione della storia evolutivache, dalle vicende tettoniche di origine, porta neltempo geologico alle condizioni carsiche tarde degliammassi rocciosi, equivale a fare “geologia di detta-glio” (SEBELA et alii, 1999, PARISE & TRISCIUzzI,2007). Approfondire il ruolo idrologico svolto dauna faglia fin dal suo nascere è un procedimentoestremamente interessante, ma non immediato nèfacile. A livello applicativo queste circostanze equi-valgono a significare le possibilità assai varie diflusso idrico sotterraneo (HARRISOn et alii, 2002), inparticolare laddove è possibile acquisire e interpre-tare il rapporto fra giunti di strato e faglie, soventeortogonali fra loro, e colmati da terra rossa, ostaco-lanti il flusso idraulico in vario modo (fig. 1.37).

A questo riguardo val la pena ricordare un casoemblematico, sovente presente nella regione pu-gliese, riguardante il riempimento di giunti di stratiprofondi, da parte di terre rosse dilavate verso ilbasso e provenienti dalla superficie del suolo. Lefoto della cava mallardi (fig. 1.38) in tenimento diBitritto (BA), sono assai significative al riguardo.Esse infatti mostrano come, dalla presenza diffusadi terre rosse alla superficie del suolo, attraversofessure tettoniche verticali, viene raggiunto nei cal-cari cretacei un giunto di strato profondo oltre 20


n. catasto nome comune provincia lunghezza prof.

PU 8 Grotte di Castellana Castellana-Grotte BA 3348 122

PU 1389-1390 Grotta di Cava zaccaria Ostuni BR 2065

PU 42-374 Complesso di Sant’Angelo Ostuni BR 1574 20

PU 902 Grotta di Porto Badisco Otranto LE 1550

PU 276 Grava di Campolano San Giovanni Rotondo FG 1340 303

PU 1200 Grotta di Pozzo Cucù Castellana-Grotte BA 1200 22

Tab. 1.3 – Dati delle grotte naturali più estese del territorio pugliese (dal Catasto delle Grotte Naturali, a cura della Federazione Speleologica Pugliese; http://www.fspuglia.it/).

– data of the longest natural caves in Apulia region (after the Register of natural Caves, managed by Federazione Speleologica Pugliese; http://www.fspuglia.it/).

metri sotto il p.c., prima carsificato e poi ricolmatodi terra rossa. queste circostanze vengono spessoscambiate erroneamente come presenza singene-tica di terra rossa (fig. 1.38).

Gli aspetti fin qui segnalati danno luogo a si-gnificative conseguenze nei confronti della condu-cibilità idraulica di formazioni fratturate, dominantilo sviluppo potenziale del carsismo all’origine(mACE & HOROVkA, 2000) e la chiusura del carsi-smo in profondità (PALmER, 2007; WILLIAmS,2008). La figura 1.39 mostra l’azione drenante dipartenza, nell’epicarso, laddove ben ovviamente lefratture non siano significativamente colmate daterra rossa. La letteratura scientifica si riferisce,come già detto, sovente all’epicarso più che allapresenza di carsismo profondo. quest’ultimo è re-golato spesso dall’ampiezza che la fratturazionetettonica assume per dissoluzione carsica in pre-senza di anticlinali o sinclinali; circostanze che age-volano la tendenza della frattura, ancorchèpresente in strati o banchi decimetrici, ad un car-sismo più accentuato laddove la frattura è più larga,in ragione della curvatura subita dallo strato adopera delle azioni tettoniche (fig. 1.40).

Circostanze strutturali di siffatto genere giustifi-cano la presenza di cicli paleo-carsici (d’ARGEnIO& mIndSzEnTy, 1991, 1995), anche in tipologie li-tologiche laddove il carsismo non è tipicamentesviluppato. La figura 1.41 mostra, ad esempio, unoscavo nella calcarenite miocenica, definita PietraLeccese, laddove si notano frequenti paleo-cavitàcolmate da terre rosse.


Fig. 1. 32 – Ipotetico ammasso roccioso carbonatico in fase iniziale, intermedia e avanzata di sviluppo di un acquifero. dallo stadio A, con linee di flusso che seguonola relazione di darcy, si passa allo stadio B, in cui un percorso preferenziale si è sviluppato lungo discontinuità strutturali, e quindi allo stadio C, con ulteriore

sviluppo del percorso che ha catturato gran parte del flusso nella parte alta dell’acquifero, causando l’abbassamento della falda freatica (da SASOWSky, 1999).– Hypothetical carbonate rock mass at the initial, intermediate and advanced stage of development of an aquifer. From stage A, where the flowlines follow the Darcy’s law, it moves tostage B, where a preferential flow develops along the structural discontinuities, and then to stage C, with further development of the path that has captured most of the flow in the upper

part of the aquifer, thus causing the drawdown of the water table (from SASOWSky, 1999).

Fig. 1.33 - La foto illustra un tratto di parete del Pulo di molfetta, con tre diversemodalità di sviluppo di cavità carsiche: un condotto carsico di forma circolare, inbasso; una cavità a controllo strutturale impostata lungo un frattura sub-verticale,in alto a sinistra; una cavità freatico-vadosa, con classica forma a buco di serratura,inizialmente sviluppata orizzontalmente lungo il giunto di strato, e poi approfo-

ditasi verticalmente in regime vadoso (al di sopra del martello da geologo).- Picture showing a sector of the walls at the Pulo di Molfetta, with three different modesof development of karst cavities: a circular shaped karst conduit, at the base; a structurally-controlled cavity along a sub-vertical fracture, on the upper left side; a phreatic-vadose cavity,with the typical keyhole-shape, that initially developed horizontally along the bedding plane,

and later on deepened vertically in vadose regime (above the geologist’s hammer).

In ordine alla presenza di antichi cicli carsici,vanno ricordate in Puglia le fasi paleo-carsiche(GRASSI et alii, 1982; PARISE, 2011; GUEGUEn etalii, 2012), laddove si rinvengono depositi bauxitici,dei quali viene detto più avanti (COTECCHIA &dELL’AnnA, 1959; dELL’AnnA, 1967; dELL’AnnAet alii, 1973). Va ricordato a tal riguardo il caso dellecave di bauxite di murgetta Rossa presso Spinaz-zola (AnELLI, 1958), gestite fino agli inizi degli anni’80 (fig. 1.42), o dei noti depositi bauxitici diOtranto, dal 1976 non più oggetto di estrazione

mineraria (fig. 1.43). Oggi questi ritrovamenti, disuggestivo fascino paesaggistico, testimoniano lapresenza di depositi residuali, ancorchè piuttostorari, connessi alle terre rosse, formazioni ben piùestese e diffuse nel territorio pugliese. Val la penaricordare a riguardo il polje di Sant’Egidio, sul Gar-gano (FUSILLI, 2005) e il Canale di Pirro nellemurge di Sud-Est (PARISE, 2006), emblematiciesempi di situazioni ove l’affioramento di spessoripiù o meno significativi di tali depositi determinala formazione di bacini lacustri temporanei e, a se-


Fig. 1.34 – Pareti del Pulo di molfetta: evidenza di condotti carsici in pressione, anche su più livelli, e successiva evoluzione per collegamento tra gli stessi adopera di fratture verticali.

– Walls of the Pulo di Molfetta: evidence of pressurized karst conduits, even at several levels, and subsequent evolution due to connections via vertical fractures.

guito di piogge di particolare intensità, si deter-mina un ristagno d’acqua che perdura a volte ancheper diversi giorni, con conseguenti disagi e danniper le vie di comunicazione e, talora, le aree abitate(PARISE, 2003; dELLE ROSE & PARISE, 2010; fig.1.44). Ulteriori situazioni, di minore estensione manon per questo meno rilevanti, tanto da aver con-dizionato nel corso delle varie fasi storiche l’ubi-cazione degli insediamenti antropici sul territorio,sono costituite dai laghi di Conversano (PARISE,2002, 2009; LOPEz et alii, 2009) e dai numerosi si-stemi di “pozzelle” (dE GIORGI, 1882, 1922) di variecittadine del Salento (martignano, Soleto, martano,Castrignano dei Greci, zollino, ecc.) (fig. 1.45).

1.4.3. - L’epicarso

La successione in verticale delle fenomenologiecarsiche subite dalle formazioni carbonatiche in ar-gomento non si presta ad una semplice interpreta-zione, stante la variabilità dei condizionamenti che imassicci carbonatici hanno sostenuto durante la suaevoluzione, prima di raggiungere lo stato nel quale lisi ritrovano. In figura 1.46 è riportata una suddivi-sione molto schematica, nella quale si parte dallasommità con la zona vadosa, e si passa, attraversouna di transizione, alla zona freatica più decisamentesatura, con eventuale presenza di acquifero confi-nato, ed infine si giunge, in profondità, all’impermea-bile di base, variamente giustificato da caso a caso.

L’epicarso, talora detto anche zona sub-cutanea,è la porzione più superficiale della zona vadosa(WILLIAmS, 1983, 2008). Essa costituisce in pratica lapelle del carso, di spessore variabile da pochi metrisino a valori massimi dell’ordine dei 20-30 m. Ivi siriscontra una elevata porosità. Trattasi in sostanzadello strato di copertura di sommità di una forma-zione carsificata, che sfuma verso il basso nell’am-masso roccioso via via meno poroso, fortementesegnato dall’azione combinata di fratture e micro-car-sismo, tale da produrre riduzioni progressive di per-meabilità delle fessure stesse verso il basso (fig. 1.47).

Sussiste pertanto una sostanziale differenza, intermini di funzione idrica, fra l’epicarso e il restodella zona vadosa. Gli elevati valori della porositàdell’epicarso determinano una notevole capacitàdi accumulo idrico, sicché esso distribuisce le pre-cipitazioni assorbite verso gli strati profondi dellazona vadosa, laddove si constata una riduzionedella porosità. La trasmissione idrica verso ilbasso prosegue pertanto verso strati a ridotta ca-pacità di immagazzinamento (BAkALOWICz, 1995,2006; CLEmEnS et alii, 1999). L’accumulo, soventetemporaneo dell’acqua nell’epicarso, è comunquedi estrema importanza ai fini del sostentamentodella fauna, che si infiltra nell’epicarso stesso, gra-zie a condizioni ideali di habitat, temperatura eumidità (BAkALOWICz, 2005; BRAnCELj & CULVER,2005). Apparati radicali si infiltrano all’internodell’ammasso roccioso, determinando incrementi


Fig. 1.35 – Intercalazioni in successioni carbonatiche: a) alternanza di strati decimetrici di calcare con piccoli livelli fittamente stratificati di calcilutiti (Gurgo di Andria); b) passaggiolitologico tra il Calcare di Altamura (in basso) e il Calcare di Ostuni (al di sopra del martello da geologo), dall’aspetto più vacuolare (presso monte S. Biagio, Ostuni).– Interlayers in carbonate successions: a) alternating decimetric levels of limestone with small densely stratified calcilutites (Gurgo di Andria); b) lithological passage, marked by the

geologist hammer, between the Altamura Limestone (below) and the Ostuni Limestone (above), the latter showing a vacuolar aspect (near Monte S. Biagio, Ostuni).

di permeabilità dell’epicarso, in direzione del sub-strato roccioso non alterato (fig. 1.48).

Gli spessori dell’epicarso sono ovviamentefunzione principalmente della litologia, dellastruttura tettonica e della morfologia dell’area

(kLImCHOUk, 2005). Tuttavia, grande variabilitàdeve attribuirsi in genere all’epicarso, che talorapuò ospitare frequenti doline (o sinkhole). So-vente nell’epicarso si riscontrano croste evapori-tiche, che ne riducono improvvisamente la


Fig. 1. 36 – Cava dei Porcili a minervino murge: a) vista generale della cava incui si osservano livelli siltoso-marnosi all’interno di successioni calcaree; b) nu-merose superfici di discontinuità tettoniche e principali intercalazioni siltoso-marnose nella successione stratigrafica; c) particolare del livello siltoso-marnoso.– Porcili Quarry at Minervino Murge: a) general view of the quarry, with evidence of thesilt-marl levels within the limestone succession; b) numerous tectonic discontinuity surfacesand main silt-marl interbeds in the stratigraphic succession; c) detail of the silt-marl level.

Fig. 1.37 – Esempi di discontinuità in ammassi rocciosi carbonatici; a, b)scavi che mettono a giorno i piani di strato e la presenza di terre rosse lungoi livelli selezionati e fratture, città di Bari; c) nette discontinuità tettoniche,marcate da riempimenti di terre rosse e da cavità carsiche, nell’ambito di una

successione carbonatica ad assetto sub-orizzontale (presso Poggiorsini). – Examples of discontinuities in carbonate rock masses; a, b) excavations showing ex-posures of the bedding planes and presence of terra rossa along preferential levels andfractures, city of Bari; c) sharp tectonic discontinuities, filled with terra rossa and karst

cavities, within a sub-horizontal carbonate succession (near Poggiorsini).

porosità (WRIGHT & TUCkER, 1991). Lungo lecoste pugliesi, al pari di altri siti costieri del me-diterraneo, l’epicarso, affacciandosi a mare, mo-stra delle “sigillature” e varietà paesaggistiche eidrogeologiche insieme di grande pregio (dEWAELE et alii, 2011).

Per fornire in questa sede un chiaro esempiodell’epicarso, ci si sofferma particolarmente su ta-


Fig. 1.38 – Lungo le pareti della cava mallardi (Bitritto) in calcari stratificati,si evidenziano frequenti fratture tettoniche verticali carsicizzate attraversole quali penetrano terre rosse dilavate dalla sommità e raggiungenti i giunti

di strato più profondi. – Frequent vertical karstified tectonic fractures along the walls of the Mallardi quarry(Bitritto) in stratified limestone; through these fractures, terra rossa deposits are transported

downward, from the upper layers to the deepest bedding planes.

Fig. 1.39 - Fratture allargate dal carsismo e colmate da terra rossa nei primimetri di affioramento di successioni carbonatiche del Cretaceo. da notare

la progressiva chiusura delle fratture verso il basso. - Fractures widened by karst processes, and filled with terra rossa in the upper meters

of the Cretaceous carbonate successions. Fractures progressively taper downward.

lune vaste aree dell’epicarso presenti nel Salento.La zona cui si riferiscono le foto di figura 1.49 hasede fra i centri abitati di Galugnano e Sternatia,in prossimità del campo pozzi con il quale terminal’Acquedotto del Pertusillo, una ventina di km asud di Lecce. Le foto mostrano avvallamenti mor-fologici, in genere determinati dalla frequente tet-tonica disgiuntiva dell’area, donde le conseguentipossibilità di alluvionamento. I blocchi micro-car-sificati, costituenti la parte sommitale dell’epicarso,e i frequenti ancorchè locali avvallamenti dell’area,oscurano la presenza di minuscole doline, alimen-tanti abbondantemente l’acquifero profondo didetta area.

Gli apporti idrici provenienti dalla superficie,immagazzinati nell’epicarso, sono in quest’area re-sponsabili dei ritrovamenti di manifestazioni ac-quifere non basali durante la perforazione di pozzi,che costituiscono quindi un serbatoio per la faldacarbonatica profonda. Ivi quest’ultima, caratteriz-zata da rinvenimenti idrici di profondità compresa

tra gli 80 e i 140 m dal p.c., circola in condizionisemi-confinate, con un carico piezometrico pros-simo a 3 m sul livello mare; l’acquifero ha mostratopermeabilità di grande rilievo, comprese tra 0,1 e10 cm/s, donde scaturiscono portate estraibili di30-40 l/s per pozzo, con depressioni dell’ordinedel metro. L’area è dunque ricca di una risorsaidrica sotterranea appartenente ad un acquifero ali-mentato dall’epicarso.

1.4.4. - La ricarica

è raro che gli afflussi pluviometrici venganotrattenuti nell’epicarso per lunghi periodi prima diessere trasmessi, attraverso la zona vadosa, all’ac-quifero di base. L’alimentazione dell’acquifero pro-fondo avviene, a valle di fenomeni variegati diruscellamento superficiale, attraverso inghiottitoie zone depresse. L’alimentazione degli acquiferipuò avvenire anche attraverso una ricarica alloge-nica (fig. 1.50), ossia da terreni limitrofi e talora daversanti lontani. detta circostanza ha notevole in-fluenza sulla vulnerabilità all’inquinamento degliacquiferi. L’acqua di pioggia insistente su porzionidi territorio caratterizzate da bassa vulnerabilità in-trinseca può quindi, specie in occasione di eventimeteorici particolarmente intensi, infiltrarsi nelsottosuolo anche a notevole distanza, con la pos-sibilità di raggiungere acquiferi fortemente vulne-rabili, e ciò in ragione del ruscellamentosuperficiale facente capo alle forme carsiche di su-perficie, così come di recente osservato a seguito


Fig. 1.40 – Rappresentazione schematica della variazione di apertura di unafrattura carsificata, determinata da piegamenti tettonici.

– Schematic representation of the changes in the aperture of a karst fracture, originatedby tectonic fold.

Fig. 1.41 – Carsismo in fratture verticali, nella Pietra Leccese alla periferiadi Lecce, colmate di terra rossa.

– Karst phenomena in vertical fractures of the Lecce Stone Formation, at the outskirtsof Lecce, filled with terra rossa.

dell’evento pluviometrico dell’ottobre 2005 che hainteressato la città di Bari (par. 10.1). In detta cir-costanza intense piogge si sono trasferite dall’areacollinare, molto a monte della città, all’area a quotabassa della Terra di Bari, in maniera analoga aquanto già verificatosi in occasione di un altroevento eccezionale, verificatosi nel 1926. Va poiconsiderato che le circostanze che governano la

dissoluzione dei condotti carsici, in funzione dellemodalità di ricarica (kASTnInG, 1999; SASOWSky,1999), sono presenti in varie forme lungo i per-corsi in calcari cretacei fratturati della Puglia, pre-senti particolarmente lungo le cosiddette “lame”,che determinano i collegamenti idraulici in pre-senza di ricarica allogenica.

Le condizioni di deflusso superficiali, laddove


Fig. 1. 42 - Colonna stratigrafica e vedute generali delle cave di bauxite di murgetta Rossa a Spinazzola. - Stratigraphic column and general view of the Murgetta rossa bauxite quarries at Spinazzola.

in particolare è presente un epicarso pianeggiante,dipendono dall’assetto della fratturazione sub-oriz-zontale, laddove le linee di impluvio sono scarsa-mente definite, bizzarre e spesso oggetto dicoperture eluvio-colluviali della roccia calcarea.

morfologie accentuate possono talora determi-

nare spartiacque e linee di impluvio, agevolanti dre-naggi concentrati, corrispondenti spesso a depres-sioni carsiche, doline o veri e propri inghiottitoi.questi aspetti morfologici epigei costituiscono ilcontrollo dello sviluppo dei sistemi carsici ipogei(FORd & EWERS, 1978).


Fig. 1.43 – Veduta di un lago in depositi di bauxite presso Otranto (LE). Originariamente la località era sede di attività estrattiva per la produzione di alluminio. – View of a lake in bauxite deposits near Otranto (Lecce province), originally used for mining aluminium.

Fig. 1.44 – Esempi di aree topograficamente depresse soggette ad allagamento a seguito di intensi episodi di pioggia (zona tra Altamura e Gravina; foto martimucci).- Some examples of low-lying areas prone to flooding caused by cloudbursts (in the area between Altamura and Gravina; photo by Martimucci).

1.4.5. - Vulnerabilità degli acquiferi carsici

Recenti ricerche, condotte nell’ambito dei progettidi Cooperazione Scientifica e Tecnologica della Co-munità Europea (COST Action 620 “Vulnerability andriskmapping for the protection of carbonate (karst) aquifers”),sono state adeguatamente dedicate alla valutazionedella vulnerabilità degli acquiferi in ambiente carsico.La ricerca nel merito è ancora in corso (dALy et alii,2002; zWAHLEn, 2003; RAVBAR & GOLdSCHEIdER,2009). nel capitolo 10 si illustrano le principali pro-blematiche che si presentano nella cartografazionedella vulnerabilità degli acquiferi carsici.

nell’ambito di illustrazioni particolareggiate dicasi presenti nella Comunità Europea, l’attenzioneè stata rivolta al problema della gestione delle


Fig. 1.45 – Le pozzelle di Castrignano, in Salento.- “Pozzelle” of Castrignano (underground water reservoirs) in Salento.

Fig. 1.46 – Schema di un ideale mas-siccio carsico, con individuazionedella zona vadosa e della zona frea-tica. La parte più superficiale della

zona vadosa costituisce l’epicarso.– Ideal sketch of a karst massif, showingthe vadose and the phreatic zones. The uppemost part of the vadose zone is the epikarst.

acque sotterranee con particolare riferimento agliambienti carsici costieri (COST Action 621“Groundwater management of coastal karstic aquifers”).questi risultano fortemente soggetti a problema-tiche di inquinamento, a causa dei fenomeni di in-

trusione marina (TULIPAnO et alii, 2005). detto fe-nomeno, come verrà ripetutamente illustrato neivari capitoli della presente monografia, risulta for-temente condizionato, tra l’altro, dal carsismo dellerocce carbonatiche presso costa.


Fig. 1.47 – Schemi dell’epicarso, o zona sub-cutanea. L’acqua contenuta nell’epicarso costituisce un acquifero sospeso e non permanente, che regola l’infiltrazionenel sottostante ammasso roccioso. In superficie, le doline che assumono espressione topografica in corrispondenza dei punti di maggiore

concentrazione del flusso idrico (da WILLIAmS, 1983).– Sketches of the epikarst, or subcutaneous zone. Water stored in the subcutaneous zone constitutes a perched and temporary aquifer, regulating the infiltration in the rock mass below.

At the surface, dolines gain topographic expression because of the concentration of the water flow at particular sites (from WILLIAMS, 1983).

1.4.6. - Influenza del carsismo sulla circolazione idrica sot-terranea in Puglia

Pare ovvio, dopo le considerazioni fin quisvolte, che il territorio pugliese, principalmenteladdove affiorano successioni carbonatiche creta-cee, presenta una circolazione idrica sotterraneasignificativamente influenzata dai processi carsici,nelle varie forme sopra illustrate (zEzzA, 1975;COTECCHIA, 1977).

L’argomento viene particolareggiatamente illu-strato nei capitoli 13÷18, riguardanti singolarmentele condizioni delle aree idrogeologiche, laddovegeologia strutturale, carsismo conseguente e con-


Fig. 1.48 – Evidenti effetti di allargamento delle fratture ad opera dell’ap-parato radicale nell’epicarso dell’area di doleniska, in Slovenia.

– Evident effects of widening in the fractures, caused by roots in the epikarst (Doleniskaarea, Slovenia).

Fig. 1.49 – Immagini di un’area epicarsica a sud di Galugnano nel Salento, laddove la morfologia del Calcare cretaceo di ridotte coperture di Pietra Leccese èmossa in ragione di una blanda tettonica disgiuntiva che crea frequenti alluvionamenti nell’area. negli spietramenti antropici si notano accumuli di terre rosse enelle rocce estratte dalla superficie il micro carsismo, caratterizzante l’epidermide dell’epicarso. Si evidenzia peraltro la stratigrafia di un pozzo, dal quale si estrae

acqua sotterranea con portata notevole e conseguente depressione dinamica molto ridotta.– Images of an epikarst area south of Galugnano of Salento, showing the rolling morphology of the Cretaceous limestone with reduced cover of the Lecce Stone as a result of slightdisjunctive tectonics, at the origin of the frequent floods in the area. In the rocks extracted by man through stone clearing and crashing, terra rossa deposits are visible, together with

microkarst features typical of the epikarst. Stratigraphy of a water well, from which a significant amount of water is taken, with a resulting limited depression cone, is also shown.

dizioni di alimentazione idrica del sottosuolo, finoagli acquiferi profondi, trovano informazioni det-tagliate e segnalazioni specifiche.

Le aree della murgia sono in particolare og-getto di carsismo profondo. Larghe zone del Sa-lento e del Gargano sono esemplari agli effettidella connessione fra fratturazione tettonica,carsismo e alimentazione di falde profonde. nelSalento ed in alcune zone costiere della murgia,in ragione della fratturazione tettonica e del car-sismo, si hanno permeabilità dell’acquifero cre-taceo elevatissime, cui conseguono gradientipiezometrici minori dell’1‰. nelle aree internedella murgia si presentano assai spesso condi-zioni di deflusso in pressione, a profonditàanche notevoli sotto il livello mare, il che con-ferma la presenza di carsismo che improvvisa-mente si evidenzia nelle successioni calcaree aforte profondità (GRASSI, 1973).

Le diversificazioni del carsismo in Puglia sonoassai legate, ovviamente, alle condizioni tettoniche,come d’altronde riscontrato per la maggior partedelle grotte esplorate a scala mondiale (PALmER,1991; FORd & WILLIAmS, 2007). In quest’ordine diidee, il Promontorio del Gargano presenta caratteriidrogeologici spesso condizionati dall’evoluzionedei fenomeni carsici e delle conseguenti locali in-trusioni dell’acqua marina fino al centro del Pro-montorio (COTECCHIA & mAGRI, 1966; CALAFORRAet alii, 2005). Sempre sul Gargano, per quanto ri-guarda l’ambiente carsico epigeo, le morfologiepiù diffuse sono le doline, che localmente supe-rano la densità di 100 per km2, come nel pianorodelle Chiancate tra S. marco in Lamis e San Gio-vanni Rotondo (BABOCI et alii, 1991; GIULIAnI,

1992; PARISE, 2008). A parte le aree a maggiore fre-quenza di doline, sono altresì da segnalare frequenticasi isolati di carsismo, legati a eventi da collasso,come nel caso della dolina Pozzatina (CASTIGLIOnI& SAURO, 2000) e della Grave di S. Leonardo.

Riferendoci ancora al Gargano, laddove i calcarie le dolomie mesozoiche sono particolarmente og-getto di tettonica e carsismo insieme, a siffatte cir-costanze si sottraggono in genere i calcari dibacino tipo maiolica, rinvenibili lungo il versantealla base sud-orientale del Promontorio. è invecefortemente presente il carsismo nelle porzioni cen-trali ed occidentali del Gargano, del quale si sa peròpoco, soprattutto con riferimento all’influenza cheesso, con le lineazioni tettoniche, esercita sulla cir-colazione idrica sotterranea (par. 13.5).

L’altopiano delle murge mostra paesaggi epigeicertamente meno spettacolari (in termini di fre-quenza) e meno evidenti di quelli del Gargano, conmorfologie in genere blande (PARISE, 2011; PEPE& PARISE, 2012). Sono comunque presenti dolinedi grande rilevanza (tav. 2 f.t.), che hanno da sempreattratto l’attenzione degli studiosi del carsismo perle loro vaste dimensioni e il particolare risalto mor-fologico. Tali doline assumono nomi differenti neivari settori del territorio regionale pugliese, in fun-zione dei locali dialetti e lingue di origine (PARISE etalii, 2003): nelle murge esse vanno sotto il nomedi puli, e costituiscono le principali emergenzemorfologiche del locale carsismo epigeo. L’originedi tali forme del paesaggio carsico va ricercatanell’esistenza di complessi sistemi di cavità sotter-ranee, la cui evoluzione ha portato nel tempo alcrollo delle originarie volte, determinando la for-mazione di ampie e profonde morfologie da col-lasso. nel territorio murgiano ci si riferisce, inparticolare, al Pulo di Altamura (COLAmOnICO,1917a; SEGRE, 1954; LARAGIOnE et alii, 2008) al Pulodi molfetta (GIOVEnE, 1784, 1819), al Pulicchio diGravina e al Gurgo di Andria (COLAmOnICO, 1917b,1919). La figura 1.51 mostra la veduta aerea del-l’area del Pulo di molfetta; esso è circondato da unesteso pianoro detto fondo Azzolini, con cavitàprofonda 30 metri a forma di cratere nei calcarimesozoici della Piattaforma Apula.

Ancora nelle murge, in prossimità della fasciacostiera adriatica, affiorano diffusamente le calca-


Fig. 1.50 – Ricarica allogenica e autogenica di un acquifero carsico (da PALmER, 2007).

– Allogenic and autogenic recharges of a karst aquifer (from PALmER, 2007).

reniti del Pliocene e Pleistocene, comunementenote come “tufi calcarei”, che sono, talora, egual-mente oggetto di fenomeni paracarsici (AnELLI,1963, 1964), sviluppantisi sia in superficie, con dif-fusa presenza di micro-forme di dissoluzione car-sica, la cui morfologia è particolarmente accentuatalungo costa, sia in ambiente ipogeo.

Ancora con riferimento alle zone costiere dellaPuglia, è opportuno non sottovalutare il micro-car-sismo, che lungo frequentissimi tratti costieri espo-sti direttamente a mare, in calcare cretaceo,aggredisce le fratture tettoniche, intersecantisi inogni senso fra loro, dando luogo alla fuoriuscita, aqualche metro soltanto sul livello marino, di veneacquifere, ciascuna di modesta portata, costituentinell’insieme il versamento naturale della falda ac-quifera della regione a mare. questa circostanza èparticolarmente evidenziata in un esempio esposto

nel capitolo delle Sorgenti, nel tratto di morcianosul litorale ionico del basso Salento (par. 4.1). Trat-tasi in ogni caso di fenomenologie diffusamentepresenti anche laddove, lungo la fascia costieracompresa tra Trani e Bari, si rinvengono le cosid-dette “Acque di Cristo”.

Le circostanze sopra dette, quando appartengonoa manifestazioni carsiche sorgentizie più cospicue,sono molto legate al regime pluviometrico e presen-tano talora carattere ciclico (GRASSI, 1974; zEzzA,1974), anche in dipendenza delle ricariche locali.

nel Salento, manifestazioni sorgentizie legate alcarsismo derivano talora anche da litotipi oligo-miocenici, non presenti nel resto della regione (tav.1 f.t.).

Con specifico riferimento al paleo-carsismopresente sopra il livello del mare attuale, sono dacitare le ben note grotte, di notevole sviluppo, oggi


Fig. 1.51 – Veduta aerea del Pulo di molfetta (Ba). – Aerial view of Pulo di Molfetta (Bari province).

del tutto anidre per i sollevamenti tettonici che laregione ha subito. I territori di Castellana-Grotteed Ostuni (tab. 1.3) sono le zone ove detti eventipresentano maggiore sviluppo lineare, con dirama-zioni su più livelli altimetrici, controllati dalla stra-tificazione (che conferisce l’andamento prevalentesub-orizzontale), ma allo stesso tempo condizio-nati dai principali allineamenti tettonici (PARISE,1999, 2012; COPPOLA & PARISE, 2005). L’esempiopiù importante è rappresentato dal Corridoio deldeserto nelle Grotte di Castellana. La figura 1.52mostra alcuni esempi particolareggiati, fra quellinumerosissimi che in tal senso caratterizzano mur-gia e Salento in particolare.

E per terminare gli esempi di carsismo in grotte,con spettacolari caratteristiche anche paesaggistiche,vanno ricordate quelle che, in varia misura, influen-zano le emergenze sorgentizie lungo la costa, lad-dove il carsismo condiziona fortemente lapermeabilità delle fratture anche per centinaia dimetri. Talora si rinvengono condotti emananti idro-geno solforato; è questo il caso di cunicoli che, all’in-circa perpendicolari alla fascia costiera, si sviluppanoall’interno dei versanti esposti a mare nell’area di S.Cesarea Terme (CALò et alii, 1983; CALò & TInELLI,1995), esempio di sorgenti “minerali” (par. 4.4).

La carrellata di notizie fin qui fornite rappresentaa dir poco una metafora coinvolgente nell’insiemecarsismo di superficie, quello profondo, l’alimenta-zione conseguente degli acquiferi sotterranei, le re-lative condizioni idrauliche; tutte circostanze interes-santi l’idrogeologia degli acquiferi cretacei pugliesi.A livello di comportamenti idraulici generali, vaprioritariamente sottolineato che i deflussi idricisotterranei esplicantisi nei modi predetti non im-plicano necessariamente la presenza di turbolenze.La circolazione idrica sotterranea, allorché influen-zata dal carsismo, è caratterizzata, nella maggiorparte dei casi, da condizioni di moto laminare, cosìcome evidenziato dalle innumerevoli prove di per-meabilità ed accertamenti in situ condotti sugli ac-quiferi cretacei regionali (par. 2.2). I deflussi idriciche interessano le fratture ed i condotti carsici inPuglia, che si esplicano in ragione di altezze piezo-metriche variabili da caso a caso e percorsi variegatie irregolari, sono nella maggior parte dei casi ca-ratterizzati da modeste velocità di filtrazione. que-ste ultime, a parità di cadente piezometrica, sonodipendenti essenzialmente dalla continuità dellefratture carsificate, dalle dimensioni e scabrezze,dalle sporadiche presenze di ostacoli di materialiresiduali lungo il percorso, dai rapporti morfologici


n. catasto nome comune provincia lunghezza prof.

PU 8 Grotte di Castellana Castellana-Grotte BA 3348 122

PU1389-1390 Grotta di Cava zaccaria Ostuni BR 2065

PU 42 - 374 Complesso di Sant’Angelo Ostuni BR 1574 20

PU 902 Grotta di Porto Badisco Otranto LE 1550

PU 276 Grava di Campolato San Giovanni Rotondo FG 1340 303

PU 1200 Grotta di Pozzo Cucù Castellana-Grotte BA 1200 22

Tab. 1.3 – Dati delle grotte naturali più estese del territorio pugliese (dal Catasto delle Grotte Naturali, a cura della Federazione Speleologica Pugliese; http://www.fspuglia.it/).

– data of the longest natural caves in Apulia region (from the Register of natural Caves, managed by Federazione Speleologica Pugliese; http://www.fspuglia.it/).

bizzarri esistenti tra i vuoti carsici, la fratturazionetettonica e i giunti di strato, che si intersecano fraloro determinando le vie entro cui si esplica la cir-colazione idrica sotterranea.

Condizioni di moto turbolente possono presen-tarsi, localmente, laddove vi è confluenza di de-flussi concentrati di notevole rilevanza, inparticolare in corrispondenza delle sorgenti co-stiere della regione Puglia (COTECCHIA, 1955-56).In dette situazioni gioca un ruolo determinantel’intrusione marina continentale, che determina ilgalleggiamento delle falde idriche. In ragione delleoscillazioni periodiche ed aperiodiche del livellomare si ha infatti un continuo mutare della posi-zione dell’interfaccia acqua dolce – acqua di mare,che condiziona il miscelamento, quantitativamentesignificativo, tra le acque dolci di falda e quelle

marine intruse nel continente. La falda, infatti, ac-costandosi alla costa nei punti di effettiva emer-genza con un moto caratterizzato da notevolevelocità e turbolenza, finisce col dar luogo a ma-nifestazioni sorgentizie fortemente salmastre, cherendono gli affioramenti sorgentizi utili all’ap-provvigionamento idrico produttivo solo se sot-toposti a dissalazione.

1.5. - TERRE ROSSE E BAUXITI

Le terre rosse e le bauxiti hanno un’origine co-mune, connessa alla dissoluzione carsica dellerocce calcaree e calcareo-dolomitiche. In entrambii casi si tratta, infatti, di “rocce residuali”, che siformano a partire dal residuo delle rocce carbona-tiche aggredite dal carsismo, per eliminazione delle


Fig. 1.52 – Planimetrie schematiche di alcune tra le principali grotte pugliesi. Le sigle (Pu) si riferiscono ai numeri catastali delle grotte, riportati in tabella 1.3.– Schematic plans of some of the major Apulian caves. The abbreviations (Pu) refer to the register numbers of the caves listed in table 1.3.

parti carbonatiche e successiva, più o meno spinta,alterazione del materiale residuale risultante.

Le rocce residuali presenti in Puglia vengonodifferenziate in ragione della composizione chi-mico-mineralogica, la quale dipende dalla durata eintensità delle azioni fisiche e chimiche che inter-vengono nell’alterare il materiale derivante dalladissoluzione carsica del calcare, in funzione dellecondizioni ambientali. Le bauxiti sono rocce ricchedi idrossidi di alluminio e ferro, mentre le terrerosse sono classificabili come argille inorganiche,contenenti una percentuale maggiore in silice ri-spetto agli ossidi idrati di alluminio.

La dissoluzione dei calcari, riconducibile ai pe-riodi di continentalità degli stessi, conduce in ge-nerale alla formazione di sospensioni più o menofini, costituite dalla frazione più insolubile dei cal-cari, ricca soprattutto di idrossidi di alluminio.dalla gelificazione di questi ultimi si formano lebauxiti, mentre dalla frazione più insolubile dei cal-cari, attraverso ulteriori processi chimici, si origi-nano le terre rosse (zEzzA & zEzzA, 1999). Laletteratura specifica concorda nel distinguere gene-ticamente le bauxiti in lateriti e bauxiti vere e proprie.Per le lateriti l’alterazione delle rocce e la successivalateritizzazione avvengono sul materiale in posto,mentre per le bauxiti vere e proprie i prodotti del-l’alterazione di tipo lateritico vengono trasportati, ri-depositati e subiscono un’ulteriore alterazione,durante e dopo la deposizione (CRESCEnTI & VIGHI,1964).

nell’ambito della dissoluzione dei calcari la for-mazione delle terre rosse è tuttavia un fenomenocertamente più generale e comune di quello dellaformazione delle bauxiti, come dimostra la mag-giore diffusione delle prime in ambito regionale:depositi di terre rosse si rinvengono assai frequen-temente in tutto il territorio regionale, sia in super-ficie sia in profondità, contrariamente ai depositidi bauxiti, che si rinvengono invece limitatamentein talune porzioni del Gargano e delle murge e, piùfrequentemente, solo nella parte centro-meridio-nale della provincia di Lecce.

Considerata la maggiore diffusione delle terrerosse e la grande importanza che queste assumonosotto il profilo idrogeologico e geotecnico, quandopresenti, spesso in maniera imprevedibile, a riem-

pimento totale o parziale delle cavità carsiche sot-terranee, il presente paragrafo si sofferma mag-giormente sulla caratterizzazione granulometrica,chimico-mineralogica e geotecnica delle stesse.

1.5.1. - Le terre rosse

A causa della predominanza in ambito regionaledelle facies carbonatiche calcaree e calcareo-dolo-mitiche, depositi di terre rosse si rinvengono ab-bondantemente sia in superficie sia in profondità.

In superficie la terra rossa è presente nelle zonesituate alle quote più alte, ove le masse rocciose car-bonatiche sono più esposte al dilavamento; si rin-viene, in modo preferenziale, in corrispondenza didepressioni morfologico-strutturali, quali sinclinali,solchi vallivi estinti, conche carsiche, polje e doline.Lo spessore dei rinvenimenti di terra rossa è varia-bile da punto a punto, passando da pochi decimetria diversi metri. Le terre rosse spesso riempiono lefratture in affioramento delle successioni carbona-tiche, allargate dall’azione del carsismo (fig. 1.39).

In profondità le terre rosse, trasportate mecca-nicamente dalle acque di infiltrazione, possono oc-cupare qualsiasi apertura presente nell’ammassoroccioso, dai giunti di stratificazione aperti alle frat-ture, alle faglie (fig. 1.37) e alle varie cavità carsichequali voragini, caverne e grotte, anche nelle forma-zioni post-cretaciche carsificabili, quali ad esempioi depositi miocenici della Pietra Leccese (fig. 1.41).Le terre rosse acquisiscono quindi una configura-zione variabile, passante da modesto deposito diinterstrato o di frattura a deposito spesso cospicuoin cavità carsiche (fig. 1.53). Talora è presente unesteso deposito evolutivo di tipo olofossile (zEzzA& zEzzA, 1999).

L’attuale distribuzione delle terre rosse in ambitoregionale è stata condizionata dai movimenti relativiche tra mare e continente si sono prodotti dal Cre-taceo ad oggi. detti movimenti hanno ripetuta-mente apportato sostanziali variazioni di quota allivello di base della circolazione idrica superficiale esotterranea, quindi dell’attività carsica, ora favo-rendo gli accumuli di terra rossa (trasgressioni eoscillazioni positive del livello mare), ora esaltandoo riattivando l’attività drenante ed erosiva (regres-sioni ed oscillazioni negative del livello mare), con


conseguente ridistribuzione della terra rossa in su-perficie e in profondità. detti movimenti, avendopiù volte rotto e disorganizzato l’unitarietà dei si-stemi carsici drenanti e quindi a luoghi apportatosostanziali diversioni alla rete idrica, hanno causatofossilizzazioni improvvise e spesso precoci, permodo che oggi nel sottosuolo, accanto a cavità car-siche completamente occupate da terra rossa, si rin-vengono cavità ora parzialmente riempite ora quasidel tutto vuote (GRASSI et alii, 1975).

1.5.1.1. - C a r a t t e r i s t i c h e g r a n u l o m e t r i c h ee c h i m i c o-m i n e r a l o g i c h e

dal punto di vista granulometrico la terrarossa pugliese si colloca tra le sabbie limose e leargille limose (zEzzA, 1999). Essa è dotata di unacomposizione chimico-mineralogica sostanzial-mente uniforme (CORTInI, 1975; COTECCHIA &dELL’AnnA, 1959; dELL’AnnA, 1967; dELL’AnnAet alii, 1973).

dal punto di vista mineralogico la frazione sab-biosa è costituita essenzialmente da quarzo e, su-

bordinatamente, da minerali di ferro; gli altri mi-nerali presenti hanno sempre carattere di costi-tuenti accessori. La frazione fine è costituitaprevalentemente da caolinite, da goethite, in quan-tità spesso sensibili e solo talora scarse, da ossididi ferro (ematite e magnetite) ora in quantità sen-sibili ora ai limiti della rivelabilità, e dall’anatasiosempre in tenori esigui; minerali spesso assenti, matalora abbondanti sono: quarzo, bohemite e gibb-site; l’illite è quasi sempre assente o presente inscarsa quantità. La terra rossa, quando ulterior-mente interessata da fattori pedoclimatici, offre, dinorma, maggiori contenuti in illite, la quale contri-buisce particolarmente alla scarsa permeabilità.modeste quantità di montmorillonite sono state ri-scontrate nella terra rossa di taluni depositi inqui-nati da materiali derivanti dal disfacimento disedimenti marini calcarenitici ed argillosi del qua-ternario (GRASSI et alii, 1975).

dal punto di vista chimico, i principali ossidihanno un campo di variabilità relativamenteampio: SiO2 [32 ÷ 54]%; Al2O3 [20 ÷ 38]%; Fe2O3[5 ÷ 15]%; k2O [0 ÷ 1,85]%.


Fig. 1.53 – Alcuni tipi di depositi di terra rossa frequenti in Puglia (da GRASSI et alii, 1975). Legenda: 1 – depositi in depressioni morfologico-strutturali e/ocarsiche; 2 – talora parzialmente ricoperti da materiale colluviale di diversa natura inglobante elementi piroclastici; 3 – depositi in via di formazione in cavità car-siche; 4 – depositi di interstrato, di frattura e di faglia; 5 – depositi di cavità carsiche merofossili; 6 – depositi riempienti totalmente cavità carsiche ampliatesianche per fenomeni di crollo; 7 – depositi in cavità carsiche olofossili; 8 – depositi di tipo olofossile completo, ricoperti da sedimenti marini trasgressivi o

fluvio-lacustri; 9 – a luoghi esumati. – Some types of frequent deposits of terra rossa in Apulia (from GrASSI et alii, 1975). Legend: 1 – deposits in morphological-structural and/or karst depressions; 2 – deposits locallypartially covered by colluvial material of various nature including pyroclastic elements; 3 – deposits in karst cavities; 4 – interbed, fracture and fault deposits; 5 – deposits of merofossilkarst caves; 6 – deposits filling completely karst cavities, partly enlarged because of breakdown processes; 7 – deposits in olofossil karst caves; 8 – olofossil deposits, overlain by marine

transgressive or fluvial-lacustrine sediments; 9 – exhumed deposits.


Fig. 1.54 – a) Punti di campionamento nella terra rossa della murgia e del Salento; b) quadro riassuntivo delle principali caratteristiche geotecniche (w – Contenutonaturale d’acqua; I.C. – Indice di consistenza; gd – Peso dell’unità di volume del secco; L.R. – Limite di ritiro; L.L. – Limite liquido; A – Attività, I.P. – Indice

plastico; CaCO3 – Carbonati) (da GRASSI et alii, 1975).– a) Sampling sites of terra rossa in Murgia and Salento; b) summary representation of the main geotechnical characteristics (w – natural water content; I.C. – consistency index;

gd – weight of the dry volume unit; L.r. – shrinkage limit; L.L. – liquid limit; A – activity; I.P. – plastic index; CaCO3 – carbonates) (from GrASSI et alii, 1975).

1.5.1.2. - C a r a t t e r i s t i c h e g e o t e c n i c h e

Alla luce degli elementi emersi dalla letteratura(GRASSI et alii, 1975), le caratteristiche geotecniche delleterre rosse variano considerevolmente in ragione dellastoria geologica e delle vicissitudini paleo-idrogeolo-giche del deposito e/o della sua composizione chi-mico-mineralogica, come deducibile dalla figura 1.54che, con riferimento ad otto tipologie di terra rossadifferenti per ubicazione geografica, giacitura, gradodi evoluzione, maturità ed età, riassume le principalicaratteristiche fisiche e geotecniche.

Il peso specifico dei granuli [26,8 ÷ 28,5]kn/m3, l’attività colloidale, il limite di ritiro (10-20%) e l’indice di rigonfiamento, sono parametriindipendenti dal tipo di deposito. Le variazioni vo-lumetriche e le pressioni dovute a rigonfiamentoin presenza d’acqua sono in genere trascurabili (ilvalore medio dell’indice di rigonfiamento è 0,027,con scarto quadratico medio di appena 0.003).

Anche i caratteri di plasticità risultano quasi deltutto indipendenti dal tipo di deposito, quantunquei valori del limite liquido si collochino in campichiaramente distinti, ossia quello della media equello dell’alta plasticità, mentre l’indice plastico èin genere compreso tra 20% e 50%.

Tutte le altre caratteristiche geotecniche si pon-gono in campi sostanzialmente diversi, risentendoesse della meccanica del rimaneggiamento, del-l’evoluzione subita nel tempo dal deposito e in par-ticolare della misura in cui questo ha accusato glieffetti dovuti all’attività di drenaggio della cavitàcarsica e ai fenomeni di essicamento subiti.

Sostanziali differenze riguardano lo stato di conso-lidazione, le caratteristiche di consistenza e di compres-sibilità, la riduzione di volume conseguente a fenomenidi ritiro. Si passa da uno stato di consistenza plasticoad uno stato semisolido o prossimo al solido, da terrenifortemente compressibili a terreni pre-consolidati; i va-lori medi del peso-volume del secco e dell’indice diconsistenza variano rispettivamente nell’intervallo1.26÷1.70 g/cm3 e 0.4÷1.4 g/cm3 (GRASSI et alii, 1975).

1.5.2. – Le bauxiti

La bauxite è una roccia la cui composizione ècaratterizzata dalla presenza di diverse specie mi-

neralogiche tra le quali prevalgono gli ossidi e gliidrossidi idrati di alluminio e ferro, diasporoAlO(OH), gibbsite Al(OH)3, goethite FeO(OH). Il te-nore dell’idrossido di alluminio varia, nei diversidepositi, dal 30% al 75%, sicché i giacimenti bau-xitici rivestono una notevole importanza econo-mica per l’estrazione di alluminio.

In generale un deposito bauxitico si presentasotto forma di un aggregato di consistenza litica,nel quale si trovano sparse delle pisoliti, ovvero deinoduli tondeggianti, e, in qualche raro caso, le pi-soliti costituiscono un giacimento di facies conglo-meratica come appunto si verifica nel Salento. qui,le pisoliti bauxitiche, possono trovarsi miste a terrerosse.

La genesi dei depositi bauxitici in Puglia inizia conla fine del Cretaceo inferiore, anche se i giacimentipiù estesi sono ascrivibili al passaggio tra il Cretaceosuperiore e il Terziario. Si rinvengono in avvallamentidi superfici paleo-carsiche fortemente accidentate, ri-feribili al periodo di emersione della piattaforma car-bonatica apula, sottoforma di depositi stratiformiche si interpongono tra la serie carbonatica del me-sozoico e quella detritico-organogena del Terziario,definibili come lacuna stratigrafica ovvero una pausadi sedimentazione marina sostituita da un episodiodi continentalità. Talora i depositi bauxitici delle su-perfici paleo-carsiche risultano coperti da lignite e se-dimenti argillosi ricchi di sostanza organica, in facieslacustre, dovuti a ingressioni marine più recenti, pro-babilmente mioceniche.


Le acque sotterranee e l’intrusione marina in Puglia ... · LE ACqUE SOTTERRAnEE E L’InTRUSIOnE...

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