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Roma Nord Est Monti Coricolani

Nord Est Roma.

Dei Monti Cornicolani e la Comunità Montana che in essa sono raccolti,

si è reperito del materiale informativo, sia dal profilo geologico dei SinkHole, che idrogeologico interessanti l’area
linkabili alla voce  Faglia Tiberino Aniene (v.Link).

Inquadramento geomorfologico

Il territorio della riserva, situato tra la valle del Fiume Tevere ed i Monti Cornicolani, presenta una morfologia dolcemente collinare (altezza massima 241 m s.l.m. in località Bosco Cerqueta) e caratteristiche geologiche piuttosto diversificate, conseguenza dell’articolata storia geologica di questo settore dell’Italia centrale. La tettonica distensiva del margine occidentale della penisola italiana, legata ai processi estensionali del bacino tirrenico e protrattasi, seppure in modo discontinuo, tra il Tortoniano superiore -Messiniano ed il Pleistocene inferiore, determinò la disarticolazione delle precedenti strutture carbonatiche mesocenozoiche in una successione di horst e graben con direzione da NW-SE a NNW-SSE, a volte interrotti da direttrici ortogonali (Funiciello, R., Locardi, E. & Parotto, M., 1976. Lineamenti geologici dell’area Sabatina orientale. Boll. Soc. Geol. It., 95: 831-849). L’area in esame è caratterizzata dall’horst del Monte Soratte – Monte Belvedere, che si interrompe in corrispondenza del graben del Tevere e prosegue verso SE dando luogo ai Monti Cornicolani. In questo contesto geodinamico è possibile comprendere il significato paleogeografico dei litotipi caratterizzanti il substrato della Riserva. Buona parte del territorio dell’area protetta si presenta di natura carbonatica, con termini riferibili alla successione “umbro-sabina”; sono tuttavia presenti anche terreni limoso-sabbioso-argillosi pliopleistocenici. La tettonica distensiva postmiocenica infatti, unitamente a fattori climatici, determinò, anche in quest’area, l’alternarsi di ingressioni e regressioni marine fino alla definitiva emersione, avvenuta nel corso del Pleistocene inferiore; durante le fasi ingressive gli alti strutturali, come i Monti Cornicolani, rimanevano emersi dal mare adiacente con le parti topograficamente più rilevate, come un arcipelago di isole, mentre il mare occupava i bassi strutturali adiacenti, lasciando in contatto trasgressivo sui depositi carbonatici una coltre di sedimenti marini, spesso riccamente fossiliferi; lungo le fasce di contatto si osservano (ad esempio presso Palombara Sabina) tracce di solchi di battigia e fori di litodomi, a testimonianza delle antiche linee di riva (Bortolani, B. & Carugno, P., 1979. Lineamenti  geologico-strutturali dell’area a S del Monte Soratte (Lazio centro-settentrionale). Boll. Soc. Geol. It., 98: 353-373). Le fasi tensionali, continuate anche dopo la definitiva emersione, determinarono discontinuità ed assottigliamento crostale; la conseguente decompressione pilotò il vulcanismo pliopleistocenico del margine tirrenico dando origine, tra gli altri, al Distretto Vulcanico Sabatino, dal quale provengono le piroclastiti pleistoceniche presenti nella parte occidentale della riserva. Sotto l’aspetto idrogeologico, nell’area in esame possono essere distinti, in successione stratigrafica dall’alto verso il basso, due complessi principali:

1) il complesso dei depositi marini plio-pleistocenici; è costituito, prevalentemente, da depositi argilloso-sabbiosi con intercalazioni sabbioso-conglomeratiche; questo complesso ospita acquiferi generalmente modesti, all’interno dei livelli più permeabili e sostenuti dai terreni argillosi, spesso “sospesi”, anche stagionali, di solito a relativamente debole profondità dal piano di campagna;

2) il complesso ad alta permeabilità per carsismo e fratturazione; i termini della successione calcareo-silico-marnosa in facies umbro-sabina ospitano i sistemi acquiferi di maggiore importanza, estensione e profondità; i litotipi calcarei presenti nell’area dei Monti Cornicolani manifestano diffusi ed intensi fenomeni carsici; in particolare nell’area della riserva sono ascrivibili a carsismo la Buca di San Francesco, le doline di Bosco Nardi – Grotte Cerqueta e il Pozzo del Merro. Le rocce in affioramento che appartengono alla Formazione del Calcare Massiccio hanno età di circa 200 milioni di anni (Lias inferiore-medio). Il substrato carbonatico, facilmente erodibile, è all’origine della formazione di micro e mesodoline, grotte, inghiottitoi, campi carreggiati e voragini (“sink hole”). Tra queste ultime, cavità “imbutiformi” perennemente allagate dalla falda carsica regionale che formano laghi con perimetro circolare di limitata superficie ma di considerevole profondità, spicca il notissimo Pozzo del Merro, immane dolina di crollo, intensamente studiata dal punto di vista idrogeologico. Permangono tuttavia alcuni problemi aperti ove si consideri che la sua profondità è ancora ignota sebbene sia molto al di sotto del livello del mare. L’imbocco, apertura subcircolare di circa 100 metri di diametro, si apre alla quota di campagna di 150 m s.l.m.; la superficie del lago interno si trova a circa 80 metri dall’imbocco, quindi a 70 m s.l.m. La massima profondità del lago raggiunta, l’8/04/2000, da un robot telecomandato senza toccare il fondo, è circa 310 metri; se ne deduce che a questa quota, la profondità è circa – 240 metri (porzione allagata della cavità al di sotto del livello del mare). La profondità complessiva raggiunta con i mezzi sinora impiegati è pertanto di 390 metri ! (Rotella, G., 1993. Il Quaternario tra il Monte Soratte ed il Fiume Tevere (Lazio settentrionale).

Tesi di laurea inedita, Università degli Studi di Roma “La Sapienza”)

PROVINCIA DI ROMA
ASSESSORATO AMBIENTE
Dip. II – Servizio Pianificazione ambientale,
Sviluppo parchi, Riserve naturali


DIPARTIMENTO DI SCIENZE DELLA TERRA
UNIVERSITA’ “LA SAPIENZA” – ROMA
CNR – C.S.Q.E.A.

POSTER 7
“ QUADRO GEOLOGICO ED IDROGEOLOGICO DI RIFERIMENTO ”

“ CARTA GEOLOGICA ESEMPLIFICATA : ROCCE IN AFFIORAMENTO E FAGLIE PRINCIPALI”

LEGENDA:

  1. Depositi detritici grossolani. Accumuli di detrito incoerente (“Conoidi” a, “Detrito di falda” b), costituitI da frammenti di rocce carbonatiche (calcari, dolomie) e marnose, distribuiti al piede dei rilievi montuosi.
  2. Travertino (Lapis tiburtinus). Depositi calcarei di ambiente lacustre-palustre. La genesi del travertino è associata ad acque sotterranee sature di carbonato di calcio (CaCO3) in cui sono disciolti a pressioni elevate gas (CO2, H2S), caldi, di origine profonda. Le acque di falda, al termine del loro lungo percorso nel sottosuolo, raggiungono in superficie la sorgente venendo a contatto con l’atmosfera. La diminuzione di pressione e la conseguente fuga di gas dalla soluzione, provocano un cambiamento negli equilibri chimici tra la fase liquida e la fase gassosa determinando nei pressi della sorgente la precipitazione di CaCO3 sotto forma di esili lamine di calcare. Questo processo di sedimentazione è molto veloce, favorendo in tempi geologici brevissimi (200-300 mila anni) la formazione di considerevoli spessori di roccia “travertino” come nell’area di Bagni di Tivoli e, più in generale, nelle aree vulcaniche dove si manifesta più frequentemente il fenomeno idrotermale.
  3. Complesso detritico eterogeneo. Depositi di diversa natura litologica ed età, con granuli da molto piccoli (meno di 0,1 mm di diametro) a grossolani (maggiori di 10 mm di diametro), costituiti (dai più antichi ai più recenti) da argille, sabbie e conglomerati di ambiente marino, costiero e fluviale-lacustre. Piroclastiti e tufi prodotti dall’attività esplosiva di vulcani periferici all’area in esame (es. Vulcano Albano), chiudono la successione sedimentaria e si intercalano ai travertini (2).
  4. Successione Sabina. Formazioni costituite da rocce calcaree, siliciche e marnose, depostesi in ambiente marino. Questa successione di formazioni di rocce (diverse per caratteristiche litologiche) , prende nome dall’area Sabina perché ivi ben rappresentata. In particolare nei Monti Cornicolani le rocce in affioramento sono prevalentemente calcaree e appartengono alla Formazione del Calcare Massiccio, la cui età è di circa 200 milioni di anni.
  5. Dolomie basali. Costituiscono la base della serie sedimentaria mesozoica. Generalmente ben stratificate, le dolomie talvolta si presentano massive con stratificazione indistinta. Raggiungono spessori considerevoli anche maggiori di 1000 metri. Le dolomie basali possono contenere intercalati livelli e strati di gesso (CaSO4 * 2H2O) che in alcune aree dell’Appennino formano sequenze di notevole spessore.
  6. Faglie. Elementi tettonici, si presentano come superfici di taglio (lacerazioni) che attraversano le masse rocciose. Si generano a seguito di tensioni che si sviluppano all’interno delle rocce, in particolari aree della crosta terreste e del mantello superiore. Condizioni naturali di “stress” caratterizzate da pressioni crescenti, finiscono per prevalere sulla resistenza delle rocce che cedono alle tensioni interne “strappandosi” come pagine di un libro. Così l’energia accumulata nelle masse rocciose si libera improvvisamente e in modo impulsivo (“terremoto”) con la formazione di piani di rottura (“faglie”) attraverso cui già durante il sisma risalgono da zone profonde ingenti quantità di gas e di vapore.
  7. Reticolo idrografico. L’alveo dei torrenti e dei fossi forma incisioni, talvolta molto profonde, che mettono in evidenza le rocce in cui si è prodotta l’erosione dovuta soprattutto alla turbolenza delle acque di ruscellamento. Ciò che si osserva sulle pareti del reticolo idrografico, sono rocce generalmente poco coerenti e soffici, rappresentate da argille, sabbie, ma anche da conglomerati e tufi.
  1. Acquifero dei depositi detritici.

    Litologia: ghiaie accumulate alla base dei rilievi Lucretili-Tiburtini. ·

    Depositi molto porosi e permeabili per interstizi, ospitano falde libere di limitata superficie e spessore (“falde sospese”), sostenute dai sedimenti a minor permeabilità del complesso (3).

    Le sorgenti alimentate da questi acquiferi sono di modestissima portata e generalmente effimere, con variazioni di flusso pressoché contemporanee alle precipitazioni del luogo. ·

    Il chimismo delle acque è influenzato dalla interazione delle precipitazioni con rocce prevalentemente calcaree. Le acque (poco mineralizzate) sono in genere ricche in calcio (“acque bicarbonato-calciche alcalino-terrose”) con concentrazioni comprese tra 50 e 100 mg*L-1 di Ca++ .

  2. Acquifero dei travertini.

    Litologia: rocce calcaree dello spessore di alcune decine di metri (max 100 m), poggiano su un substrato da argille, sabbie e tufi a bassa permeabilità d’insieme (3). ·   Le rocce sono molto porose e ad elevata permeabilità sia per interstizi che per carsismo. ·

    E’ sede di una falda libera che si raccorda a quella regionale dei Monti Cornicolani e dei Monti Tiburtini-Lucretili con cui forma un unico sistema idrogeologico (“sistema globale”). Ne deriva che l’acquifero dei travertini di Bagni di Tivoli è rialimentato sia lateralmente dalla falda carsica regionale cornicolano-lucretile-tiburtina (“idrostruttura sabina”), sia localmente dalle precipitazioni dirette. ·

    Le maggiori sorgenti dell’area “Bagni di Tivoli” sono di rilevante portata (Regina-Colonnelle, Acquoria) comprese tra alcune centinaia di L*s-1 e 2 m3*s-1. Si stima che una portata equivalente della falda regionale alimenti direttamente il Fiume Aniene con sorgenti in sub-alveo (“sorgenti lineari”).

    Il chimismo delle acque sorgentizie dell’area di Bagni risente in misura variabile degli apporti di fluidi idrotermali , di origine profonda , con cui interagisce il sistema “acqua-roccia”. Le acque sorgentizie risultano particolarmente ricche in sali disciolti (mineralizzazione 2,72 g*L-1 ), con il calcio che raggiunge concentrazioni di 0,63g*L-1 ,pari al 32% dei cationi. Il contributo dei fluidi idrotermali si manifesta, inoltre, con la presenza nelle acque sorgentizie di elevate concentrazioni di solfati (0,82 g*L-1) e cloruri (0,12 g*L-1) oltre che di diffuse esalazioni di CO2 (anidride carbonica disciolta : 397 cm3) e subordinatamente dei composti dello zolfo ( H2S etc.).

    La temperatura delle acque sorgentizie (sistema Acque Albule “Regina-Colonnelle”) si mantiene rigorosamente costante durante l’anno solare (22 – 23°C), indipendentemente dalle variazioni termiche stagionali dell’aria. Le acque sotterranee e sorgentizie dell’area di Bagni possono definirsi ipotermali, riscaldate dal calore trasportato in superficie dai fluidi gassosi di origine profonda.

  3. Complesso di rocce eterogenee (“Barriera idraulica”).

    Litologia: depositi a bassa permeabilità d’insieme, costituiti da una successione formata da argille (alla base), sabbie, conglomerati e tufi (alla sommità). Tale sequenza di rocce per la scarsa permeabilità che caratterizza i litotipi che la compongono, si comporta come una barriera idraulica chiudendo a tetto l’acquifero carsico regionale (4) sepolto nella Piana di Tivoli. Il ruolo di barriera esercitato soprattutto dalle argille basali, comporta che la falda dell’acquifero carsico sepolto nella Piana di Tivoli, sia imprigionata. Nel complesso (3) si rinvengono piccole “falde sospese” che alimentano numerose, ma piccole sorgenti di esigua portata.

  4. Acquifero carsico regionale.

    E’ costituito in prevalenza dalla Formazione del “Calcare Massiccio” (Lias inferiore-medio) e dalle dolomie basali (Triassico superiore) oltre che da alcune litoformazioni calcareo-silico-marnose della “Successione Sabina”, poste a tetto del “Calcare Massiccio”. ·

    Litologia: calcari, calcari-dolomitici e dolomie, prevalenti. ·

    Lo spessore dell’acquifero regionale (“idrostruttura sabina”) è considerevole e non inferiore a 2000 metri, anche se la permeabilità delle rocce fessurate e carsificate tende a diminuire rapidamente con la profondità.

    Le rocce sono poco porose ma molto permeabili perché fessurate e carsificate (soprattutto i calcari).

    È sede di una falda di importanza regionale che si estende all’area dei Monti Cornicolani-Monti Lucretili-Monti Tiburtini, dove è “libera” di variare spontaneamente il livello della superficie piezometrica in rapporto all’entità delle precipitazioni che via via si infiltrano nella “roccia serbatoio”. Dalle citate condizioni di “falda libera” si passa a quelle di “falda imprigionata” nell’area della Piana di Tivoli, nel settore compreso tra i Monti Cornicolani – Monti Lucretili – Monti Tiburtini e il Fiume Aniene.

    L’idrostruttura sabina ha il suo livello di base nel Fiume Aniene dove alimenta copiose sorgenti in sub-alveo (non rilevabili a vista), diffuse soprattutto nel tratto di fiume compreso tra Tivoli e Lunghezza.
    La falda regionale dell’idrostruttura sabina, oltre alle citate sorgenti ubicate nell’Aniene, si manifesta in altri punti della Piana di Tivoli dove alimenta la portata di importanti sorgenti come il sistema delle Acque Albule “Regina-Colonnelle” (1-2 m3*s-1) ed Acquoria (0,5 m3*

    s-1 ), presso Tivoli.

    Nel percorso sotterraneo verso le sorgenti basali delle Acque Albule e del Fiume Aniene, la superficie della falda carsica è osservabile nella voragine del “Pozzo del Merro”. Il Merro rappresenta, pertanto, una finestra naturale aperta nella roccia serbatoio dell’acquifero carsico, in cui le acque sotterranee che formano il lago transitano con velocità impercettibile (indicativamente alcuni centimetri o, al più, decimetri al giorno) dirette verso la Piana di Tivoli e il Fiume Aniene.

    Il chimismo delle acque sotterranee intercettate da numerosi pozzi e delle acque sorgentizie (Acquoria), rivela rilevanti concentrazioni dello ione calcio (Ca++) e del complesso bicarbonatico (HCO3). Si associano anche elevati tenori di solfati (SO4=) e di cloruri (Cl ) che in taluni casi risultano prevalenti nella composizione chimica. Le acque della falda carsica regionale, sebbene meno mineralizzate, sono chimicamente affini a quelle dell’acquifero dei travertini di Bagni (2), coerentemente con una comune appartenenza alla stessa unità idrogeologica e ad una comune interazione con fluidi idrotermali i cui effetti, particolarmente evidenti nella Piana di Tivoli (“Acque Albule” etc. ), sono riconoscibili anche nelle acque del lago del Merro e delle sorgenti di Acquoria presso Tivoli.


  5. Faglie principali.

    Superfici di taglio di origine tettonica, riconoscibili soprattutto negli affioramenti di rocce dure, come i calcari, le dolomie e le marne. ·

    Attraverso i sistemi di “faglie attive” risalgono in superficie i fluidi idrotermali rappresentati da convogli gassosi acidi e caldi. Con i fluidi idrotermali interagiscono le acque della falda carsica regionale e le rocce serbatoio dell’idrostruttura sabina.

  6. Voragini (“sink hole”).

    Cavità imbutiformi perennemente “allagate” dalla falda carsica regionale (Pozzo del Merro, Lago S.Giovanni, Lago Colonnelle, Lago Regina etc.). Si aprono in rocce calcaree dove formano laghi, con perimetro circolare, di limitata superificie ma di considerevole profondità.

    La genesi delle voragini dell’area cornicolana e della Piana di Tivoli è controllata dalla tettonica (“faglie attive”) e dal processo di interazione “fluidi idrotermali-acqua-roccia” che accelera lo sviluppo del carsismo.

  7. Sorgenti “localizzate” .

    Sono alimentate dalla falda carsica regionale e “localizzate” in aree di emergenza con superficie ben definita (sistema Acque Albule, Acquoria etc.). In queste sorgenti, identificabili a vista, è sempre possibile eseguire misure di portata per stabilire, con sufficiente precisione, la quantità d’acqua erogata dalla falda in quel sito.

  8. Sorgenti “lineari” .

    Alimentate dalla falda carsica regionale, non sono identificabili a vista perché distribuite nell’alveo del Fiume Aniene dove incrementano la portata naturale del corso d’acqua.

    Il contributo delle sorgenti di sub-alveo nell’Aniene dall’idrostruttura sabina, è difficilmente valutabile con “misure dirette” perché la portata naturale del fiume è rilevante rispetto a quella ceduta dalla falda carsica regionale. Così l’errore che si commette nella “misura diretta” della portata del fiume è dello stesso ordine di grandezza del contributo in acque sotterranee fornito dall’idrostruttura sabina. In questi casi la stima della portata ceduta dalla falda regionale al Fiume Aniene, è stata ottenuta “indirettamente” mediante il calcolo del “bilancio idrogeologico”, basato sul confronto tra “apporti” (precipitazioni) e “perdite” (portata delle sorgenti) in una idrostruttura dai limiti noti.

  9. Manifestazioni gassose.

    Sono associate a sorgenti di rilevante portata (es. sistema Acque Albule) o si presentano come esalazioni gassose prevalentemente “secche”, costituite soprattutto da CO2 e, in minor misura, da H2S e gas rari.

  10. Direttrici di flusso.

    Si riferiscono alle acque sotterranee della falda carsica regionale. Le frecce schematizzano il percorso seguito dalle acque sotterranee dalle aree di ricarica della “idrostruttura sabina” ai punti di emergenza rappresentati dalle sorgenti basali (sistema Acque Albule, Acquoria, Fiume Aniene).

  11. Reticolo idrografico.

    Corsi d’acqua minori, affluenti del Fiume Tevere ad ovest e del Fiume Aniene a sud, con alvei in parte rettificati in epoche diverse da interventi antropici. Il reticolo idrografico dell’area in esame comprende canali di bonifica e di irrigazione, oltre che canali rivestiti in cemento per lo smaltimento delle acque di pompaggio provenienti dalle cave di travertino in attività produttiva.

    In alcune cave dismesse, si osservano specchi d’acqua che formano piccoli “laghi artificiali”, la cui superficie si raccorda a quella della falda regionale e al Fiume Aniene con cui formano un unico sistema.

    Il pompaggio delle acque sotterranee nelle cave in esercizio, ha lo scopo di abbassare il livello della falda regionale nell’area di escavazione del travertino. In questo modo gli orizzonti più profondi di roccia possano essere raggiunti con mezzi meccanici per la coltivazione del giacimento.

    Nelle cave di travertino l’estrazione di acque sotterranee mediante pozzi, determina un progressivo impoverimento delle “riserve” dell’acquifero regionale (patrimonio “non rinnovabile”) e un graduale arricchimento di sali nelle acque (soprattutto solfati) che ne modifica la composizione chimica e ne impoverisce la qualità per un uso diversificato.

    L’abbassamento incontrollato del livello di falda nei pozzi di pompaggio, provoca in misura variabile anche il richiamo delle acque sotterranee che si rinnovano di anno in anno nell’acquifero regionale secondo il ciclo naturale. Tale patrimonio costituisce la “risorsa” di maggior pregio su cui l’uomo conta, soprattutto per l’approvvigionamento di acqua potabile e per l’alimentazione.

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POSTER 8
“ IL POZZO DEL MERRO ” – ( S.ANGELO ROMANO – ROMA )

IL POZZO DEL MERRO

Stabilire la profondità massima, la forma, le dimensioni e l’orientazione del condotto carsico e delle sue diramazioni; definire le variazioni di temperatura e di chimismo della colonna d’acqua sino alla massima profondità , è di fondamentale importanza conoscitiva per tentare di ricostruire il processo evolutivo che ha dato origine e che ha determinato lo sviluppo della voragine così come ci appare oggi. Capire quanto è accaduto in passato ci aiuta a prevedere cosa accadrà in futuro, a prevenire o a mitigare gli effetti ( talora altamente distruttivi ) di fenomeni naturali come quelli che hanno dato origine alla voragine del Merro. Più in generale tali fenomeni si riconoscono frequentemente nel territorio dei Monti Cornicolani ma anche nella piana di Guidonia e di Tivoli. Ad esempio nella fascia pedemontana della catena montuosa tiburtino-lucretile (campagna di Marcellina) recentemente (Gennaio 2001) si è formata una profonda voragine, senza nessun segnale premonitore, che ha messo in serio pericolo il metanodotto TRANSMED (SNAM) e un traliccio dell’ ERGA per cavi ad alta tensione, ubicati ai margini dello sprofondo. Le ricerche idrologiche ed idrogeologiche sul Merro sono iniziate nel 1970, condotte con la collaborazione di tesisti e studenti dei corsi di laurea in Scienze geologiche e in Scienze naturali dell’Università “La Sapienza”. Il Pozzo del Merro ( lat 42° 02’ 14” N – long 12° 40’ 52” E ), è situato 30 Km ad Est di Roma nel territorio del Comune di S.Angelo Romano ( Provincia di Roma ). Il Merro è una profonda voragine che si apre nelle rocce calcaree del Parco Naturale di Macchia di Gattaceca ( Amministrazione Provinciale di Roma ) ad una altitudine di circa 130 metri, sulle pendici meridionali di Monti Cornicolani. I rilievi Cornicolani rappresentano il confine occidentale della catena appenninica laziale-sabina, pochi chilometri a Nord-Ovest di Tivoli. Sono costituiti da rocce prevalentemente calcaree del Lias medio ( Formazione del “Calcare Massiccio” ), dissecate da sistemi di faglie secondo direzioni NW-SE e N-S. In tempi geologici recenti, movimenti tettonici e favorevoli condizioni climatiche caratterizzate da abbondanti precipitazioni, hanno favorito lo sviluppo di una intensa erosione carsica che ha generato nella roccia numerosi condotti ipogei e forme superficiali diffuse nel paesaggio cornicolano rappresentate da doline, uvala e polje. La voragine del Merro ospita un lago con contorno circolare, di circa 30 metri di diametro ma di profondità non nota. La parte emersa della cavità è simile ad un grande imbuto che si raccorda al suolo formando una apertura subcircolare di circa 100 metri di diametro alla quota di 150 metri. La superficie del lago si trova a circa 80 metri dall’orlo della voragine, alla quota di 70 metri, alla base di scoscese pareti in rocce calcaree che a tratti raggiungono la verticalità ( settore settentrionale ). L’interno della voragine è popolato da una rigogliosa vegetazione arborea costituita da Quercus, Carpinus, Acer e Fraxinus che beneficia di condizioni climatiche “locali” particolarmente favorevoli soprattutto per l’elevata umidità del sito e per la temperatura dell’aria più alta della media di quell’area. Nel 1975, indagini batimetriche eseguite con una piccola imbarcazione equipaggiata di ecoscandaglio elettronico e con cordino centimetrato, hanno consentito di stabilire a 70 metri la massima profondità del lago del Merro. Prelievi di campioni d’acqua con dispositivi automatici, determinazioni chimico-fisiche di campo ( pH, conducibilità elettrica, temperatura ) con strumenti elettrochimici di profondità, e analisi chimiche di laboratorio completano la campagna di rilevamenti estesi, più in generale, all’area aniense. Nel 1990, vengono riprese le ricerche in modo sistematico ed indirizzate soprattutto alla piana di Tivoli, con il controllo periodico della portata e del chimismo delle maggiori sorgenti dell’area ( Acque Albule: “Lago Regina e Lago Colonnelle”; Aquoria etc. ) e del livello delle acque sotterranee in pozzi di particolare interesse oltre che in alcune cave di travertino. Nel 1998, le indagini sul Merro riprendono con vigore e con nuovi obiettivi. La ricerca, infatti, può avvalersi del contributo di un tesista in idrogeologia ( G.Caramanna ), esperto in esplorazioni subacquee, e di un aiuto ( R. Malatesta ), membro del gruppo subacqueo dei Vigili del Fuoco. Altri specialisti ( S.Formica, C.Percopo ) partecipano alle campagne di esplorazione subacquea che vengono via via programmate per lo studio specifico del lago del Merro.

Dopo ripetute immersioni per rilevamenti morfometrici della cavità a profondità via via crescenti, nel Maggio 1999 Caramanna e Malatesta raggiungono –100 metri dalla superficie del lago, esplorando un condotto carsico che, contrariamente alle conoscenze di allora, si presenta “ricurvo” a forma di banana. Nella discesa vengono eseguiti rilievi speditivi sulla geometria del condotto principale con misura delle distanze tra punti di riferimento e di orientazione della cavità ( bussola ), in acque limpidissime ma in totale assenza di luce. Questa esplorazione particolarmente impegnativa offre tra l’altro la spiegazione sull’erronea interpretazione dei dati batimetrici acquisiti nel 1975. L’immersione del Maggio 1999, con osservazioni dirette sulla morfologia carsica delle pareti della cavità, l’individuazione di nuove diramazioni laterali e il prelievo di campioni d’acqua a profondità prestabilite, ha dato impulso a nuovi sviluppi della ricerca con il coinvolgimento di esperti del “Gruppo sommozzatori” e del “Soccorso alpino-fluviale” dei Vigili del Fuoco di Roma e di Grosseto, diretti sul campo da E.Ghilardi, C.Rosa e Q.Capecchi. Fruttuose sinergie scaturite dall’intesa tra ricercatori e tecnici della protezione civile, e l’impiego di sofisticati strumenti robotici ( R.O.V – Remote Opereted Vehicle ) in dotazione ai Vigili del Fuoco, hanno consentito di estendere l’esplorazione subacquea della voragine a profondità crescenti, compatibili con le caratteristiche tecniche del veicolo telecomandato. Come è noto, con la profondità aumenta la pressione che l’acqua esercita sulla strumentazione utilizzata per l’esplorazione del lago, provocando oltre certi valori di sicurezza imposti dalla casa costruttrice, l’implosione della camera che protegge i circuiti elettronici. Il 10 Febbraio 2000 veniva calato da una piattaforma galleggiante ancorata al centro del lago, il robot “Mercurio” capace di raggiungere la profondità massima di 210 metri. Equipaggiato con quattro motori ad elica per spostamenti verticali e laterali, e con due telecamere per riprese in continuo del condotto da esplorare, il robot pilotato con dispositivo joystick da specialisti dei Vigili del Fuoco, raggiungeva dopo circa 1 ora la massima profondità consentita dal cavo ( 200 metri di lunghezza ) senza raggiungere però il fondo del lago e del condotto carsico. L’interesse scientifico e la curiosità dei ricercatori da una parte, la novità della missione affrontata e la sorpresa dei Vigili del Fuoco dall’altra, imponevano nuove scelte per la prosecuzione dell’esplorazione con l’impiego di un robot capace di resistere a pressioni maggiori di 20 bar ( limite operativo di “Mercurio” ). L’attesa viene premiata con l’impiego del robot “Hi Ball” che i Vigili del Fuoco del Nucleo di Grosseto calano nel lago del Merro l’8 Aprile 2000. Più compatto del precedente e di forma sferica, il robot “Hi Ball” possiede 4 motori ad elica per la locomozione ed una telecamera capace di ruotare di 360° su un piano verticale che consente agli operatori di pilotare dalla zattera il veicolo sino alla profondità massima di esercizio di 300 metri. “Hi Ball”, con lievi correzioni laterali del suo percorso nella lenta discesa lungo il condotto subverticale, raggiunge la profondità massima di sicurezza di 300 metri. Poi, con coraggiosa valutazione dell’operatore, viene pilotato a 310 metri di profondità senza che sia raggiunto il fondo del lago. A questa profondità mai raggiunta in altri laghi carsici del pianeta da sistemi di esplorazione automatica ( R.O.V. ) la telecamera mobile di cui è equipaggiato il robot non ha fornito segnali che lascino ritenere prossima la chiusura del condotto carsico invaso da acque limpidissime, alla temperatura di 16 °C e alla quota di -240 metri sotto il livello del mare. La prosecuzione dell’esplorazione “indiretta” del lago del Merro ha per ora subito una sosta forzata, in attesa che un nuovo robot con caratteristiche tecniche adeguate a maggiori pressioni dell’acqua e di limitato ingombro, possa fornire ai ricercatori dati e informazioni su un ambiente così particolare e per alcuni aspetti unico.

PRIMI RISULTATI Le indagini idrologiche ed idrogeologiche sul Merro e, più in generale, nell’area cornicolana e nella Piana di Tivoli-Guidonia sono ancora in corso di svolgimento. I dati sinora acquisiti, sebbene preliminari, indicano che la formazione del Pozzo del Merro ( come del resto di altre cavità piccole e grandi presenti anche nella Piana di Tivoli ) sia controllata da faglie attive ed accelerata nello sviluppo dall’attività idrotermale. Il processo idrotermale, come è noto, è caratteristico ( anche se non esclusivo ) delle aree vulcaniche. Il processo idrotermale precede, accompagna e conclude grandiosi fenomeni naturali che determinano la risalita , lo sviluppo e la fine dell’attività eruttiva di un vulcano come quello dei Colli Albani ( o Vulcano Laziale ), ai margini dell’area aniense. Alla periferia nord-orientale di questo grande edificio si concentra da circa 300 mila anni la maggiore attività idrotermale dell’area, interessando soprattutto il territorio che comprende i Monti Cornicolani e la Piana di Tivoli-Guidonia, tra il Fiume Aniene e il Fiume Tevere. E’ in questo territorio, infatti, che si rilevano le maggiori evidenze di un’intensa attività idrotermale che ha prodotto i travertini di Tivoli ( “Lapis tiburtinus”) a partire da circa 250 mila anni sino ai nostri giorni. Il processo idrotermale manifesta la sua grandiosità soprattutto nella Piana di Tivoli dove numerose sorgenti carsiche sparse nell’area pianeggiante di Bagni e al piede dei Monti Tiburtini, presso Tivoli, erogano spontaneamente una rilevante portata di acque molto ricche in sali minerali ( soprattutto calcio e solfati ), in gas ( CO2, H2S etc. ) e con valori di temperatura di 22-23°C. Sotto il profilo termico tali acque vengono classificate come “ipotermali” e sebbene la loro temperatura in assoluto non sia rilevante, consentono di prevedere l’esistenza di una considerevole fonte di calore in zone molto profonde del sottosuolo ( verosimilmente prossime alla camera magmatica del Vulcano Laziale ) che irradia energia termica. In particolari condizioni geologiche, il flusso di calore e di gas si canalizzano nel reticolo di grandi fratture e di faglie “attive” che dissecano le masse rocciose da zone di considerevole profondità sino alla superficie. E’ questo flusso di calore che riscalda le acque sotterranee nel loro lento movimento verso le sorgenti delle Acque Albule, dove tornano in superficie dopo un lungo percorso nella roccia serbatoio da che, sottoforma di pioggia, si sono infiltrate nei Monti Lucretili, Tiburtini e Cornicolani. Il Pozzo del Merro, secondo questa ricostruzione rappresenta una “finestra” sulla falda carsica regionale le cui acque transitano lentamente verso sud, dove si trovano le grandi sorgenti di Bagni di Tivoli e, in subalveo, del F.Aniene. Le acque del lago del Merro, apparentemente immobili, si muovono in realtà con una velocità valutabile da alcuni centimetri ad alcuni decimetri al giorno, seguendo nel corso dell’anno la fluttuazione regolare della superficie piezometrica della falda regionale, con variazioni estreme di livello indicativamente di 0,5 metri. Fin qui il Pozzo del Merro può essere considerato come il più profondo lago carsico del pianeta esplorato indirettamente con tecnica R.O.V. Unitamente ad altre cavità note in regioni carsiche del mondo, rappresenta un magnifico esempio di carsismo termale ancora in evoluzione, in aree soggette a tettonica attiva.

PROVINCIA DI ROMA
ASSESSORATO AMBIENTE
Dip. II – Servizio Pianificazione ambientale,
Sviluppo parchi, Riserve naturali


DIPARTIMENTO DI SCIENZE DELLA TERRA
UNIVERSITA’ “LA SAPIENZA” – ROMA
CNR – C.S.Q.E.A.

POSTER 9
“ ESPLORAZIONE DELLA VORAGINE CARSICA POZZO DEL MERRO ”

NEL SITO è POSSIBILE VISUALIZZARE LE FOTOGRAFIE E LE IMMERSIONI FINO A -100MT ED OLTRE CON ROBOT

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