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COMUNE DI RAPINO
REGIONE ABRUZZO PROVINCIA DI CHIETI
Piano Regolatore Esecutivo
P.R.E. 2016
AMMINISTRAZIONE COMUNALE DI GUARDIAGRELE
PIAZZA SAN FRANCESCO N.12 - 66016 GUARDIAGRELE (CH)
STUDIO DI FATTIBILITÀ GEOMORFOLOGICA E
AGGIORNAMENTO DELLA RELAZIONE GEOLOGICA
ALLEGATA AL PRE, RIGUARDANTE LA
CARATTERIZZAZIONE GEOMORFOLOGICA DELLE
SCARPATE, PER LA VARIANTE GENERICA DEL PRE.
Committente: Amministrazione Comunale
di Rapino (CH).
Determina dirigenziale AREA TECNICA n.° 45
del 14/03/2018.
DATA: 11 APRILE 2018
N. facciate compresi allegati 58
IL GEOLOGO
(Dott. Antonio Carabella Ph.D)
______________________________
IL PRESENTE ELABORATO E' TUTELATO A NORMA DI LEGGE E NON PUO' ESSERE TRASFERITO A TERZI SENZA APPOSITA AUTORIZZAZIONE
DA PARTE DEL PROGETTISTA – RISERVATO OGNI UTILIZZO E DIFFUSIONE – VIETATA LA RIPRODUZIONE NON AUTORIZZATA
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INDICE
1 INTRODUZIONE ........................................................................................................................ 3
1.1 CENNI CRONOLOGICI E METODOLOGIA DI LAVORO .......................................... 3
2 ASSETTO GEOLOGICO – STRUTTURALE ............................................................................ 5
3 SISMICITÀ .................................................................................................................................. 9
3.1 PERICOLOSITÀ SISMICA LOCALE ................................................................................... 12
4 UNITÀ STRATIGRAFICHE ..................................................................................................... 14
4.1 SUCCESSIONE MARINA DEL CRETACICO SUPERIORE - MESSINIANO P.P.... 14
4.1.a - formazione di Bolognano (BOL) .................................................................................... 14
4.2 SUCCESSIONE MARINA DEL PLIOCENE SUPERIORE – PLEISTOCENE ........... 16
4.2.a - formazione di Mutignano (FMT) ................................................................................... 16
4.3 DEPOSITI CONTINENTALI QUATERNARI .............................................................. 19
4.3.a - Subsintema di Villa Oliveti (AVM1b) ............................................................................. 19
4.3.b – Subsintema di Chieti Scalo (AVM4) .............................................................................. 21
4.3.c - Depositi olocenici (olo) .................................................................................................. 23
5 ASSETTO GEOMORFOLOGICO ........................................................................................... 24
5.1 METODOLOGIE DI STUDIO ....................................................................................... 26
5.2 FATTIBILITÀ GEOMORFOLOGICA DELL‟AREA IN STUDIO .............................. 29
5.2.a Forme e processi legati all‟attività delle acque superficiali ......................................... 29
5.2.b Processi, forme e depositi legati alla gravità.................................................................... 51
6 ZONAZIONE E FATTIBILITÀ GEOMORFOLOGICA .......................................................... 59
6.1 CARTA DELL‟ACCLIVITÀ .......................................................................................... 61
6.2 CARTA DELLA STABILITÀ – EDIFICABILITÀ ....................................................... 64
BIBLIOGRAFIA ............................................................................................................................... 73
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1 INTRODUZIONE
Con Determina Dirigenziale n.° 45 del 14/03/2018 dell‟Area Tecnica; l‟Amministrazione comunale
di Rapino ha affidato al Geologo Dott. Antonio Carabella Ph.D l‟incarico per lo studio di fattibilità
geomorfologica e aggiornamento della Relazione Geologica allegata al P.R.E., riguardante la
caratterizzazione geomorfologica delle scarpate, per la Variante Generica del P.R.E. ('Art. 36,
comma 2 lett. a) D.Lgs. 18 aprile 2016, n. 50. Art. 267 d.P.R. 5 ottobre 2010, n. 207 e s.m.i.) CIG:
ZB322B4781.
Lo studio di fattibilità geomorfologica e l‟aggiornamento della relazione geologica del P.R.E. si
rendono necessari ai sensi del D.P.R. 380/2001 art. 89 e della L.R. 11 Agosto 2011, n.° 28 (Nuove
norme per la riduzione del rischio sismico e modalità di vigilanza e controllo su opere e costruzioni
in zone sismiche). Visto altresì l‟Ordinanza del P. C. M. n° 3274 del 20.03.2003 pubblicato sul
Supplemento ordinario n° 72 alla G.U. n° 105 del 08.05.2003 in cui il Comune di Rapino è inserito
in Zona sismica n°1.
Lo studio è altresì finalizzato all‟individuazione e alla verifica delle aree di progetto all‟interno
delle zone perimetrate dal Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni
Gravitativi e Processi Erosivi” (P.A.I.) e “Difesa dalle Alluvioni” di cui alla deliberazione
29.01.2008 n° 94/7, alla deliberazione 29.01.2008 n° 94/5, alla deliberazione 29/12/2004 n. 1386,
alla deliberazione 29/12/2005 n. 1377 e deliberazione 05/11/2007 n. 1049: delibera del C.R. n°
140/16 del 30/11/99 pubblicato sui B.U.R.A. n° 30 e 31 del 22/09/2000, L.R. 16/09/98 n° 81, L.R.
24/08/2001 n° 43 e L. 18/05/89 n° 183. Circolare Commissario Liquidatore dell‟Autorità dei Bacini
di Rilievo regionale dell‟Abruzzo e del Bacino Interregionale del Fiume Sangro n. RA/132630 del
19 maggio 2015. Circolare concernente le procedure per la trasposizione delle scarpate
morfologiche (art. 20, comma 1 e Allegato F delle Norme di Attuazione del P.A.I. “Fenomeni
Gravitativi e Processi Erosivi”). Chiarimenti circolare Autorità di bacino n. RA/44509 del 11 aprile
2008.
1.1 CENNI CRONOLOGICI E METODOLOGIA DI LAVORO
Il lavoro eseguito è stato articolato nelle seguenti fasi:
a) Ricerca bibliografica. Contemporaneamente al reperimento dei dati di letteratura sono
stati raccolti dati di sottosuolo pregressi consistenti in sondaggi geognostici e prospezioni
sismiche a rifrazione.
b) Raccolta di tutte le cartografie pregresse. C.T.R.N. Regione Abruzzo scala 1:5.000 –
Edizione 2001 – 2007 disponibile sul Geoportale.regione.abruzzo.it/Cartanet e sul portale
opendata.regione.abruzzo.it.
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Servizio Geologico d‟Italia (1970) - Foglio 147 “Lanciano” della Carta Geologica d‟Italia alla scala
1:100.000 rilevato da V. Catenacci, E. Davico & F. Casella.
Serv. Geol. d„Italia, Roma. Servizio Geologico d‟Italia (2010) - Foglio 361 “Chieti” della Carta
Geologica d‟Italia alla scala 1:50.000. Serv. Geol. d„Italia, Roma. Servizio Geologico d„Italia (in
stampa) – Note illustrative della Carta Geologica d„Italia alla scala 1:50.000 del Foglio 361 Chieti.
Relazione geologica del P.R.E. del Comune di Rapino redatta dal Dott. Geol. L. Marinelli, 6.1998.
Studio di Microzonazione Sismica di Livello 1 del territorio del Comune di Rapino redatto dal Dott.
Geol. Giovanni Barone.
Per la caratterizzazione geomorfologica delle scarpate si è fatto riferimento alla cartografia del
Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”
(P.A.I.). In particolare, sono stati consultati e rielaborati i Fogli 361E e 370E della Carta delle
Acclività in scala 1:25.000 (All. 4), della Carta Geomorfologica in scala 1:25.000 (All.7), della
Carta della Pericolosità da Frana in scala 1:25.000 (All.11) e della Carta del Rischio da Frana in
scala 1:25.000 (All.12).
c) Georeferenziazione del rilievo LiDAR, commissionato dal Comune di Rapino alla Ditta OBEN
S.r.l., nel sistema di coordinate WGS 1984 UTM Zona 33N.
d) Rilevamento geologico e geomorfologico delle forme e dei relativi depositi superficiali in scala
1:5.000.
e) Rappresentazione dei dati su carta geologica e geomorfologica.
f) Restituzione in tabelle Excel dei parametri morfometrici, litologici e geomorfologici delle
scarpate pericolose analizzate.
g) Elaborazione dei dati, relativi a popolazioni di orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia e
orli di scarpata di degradazione e/o di frana, e informatizzazione di tutti i dati raccolti utilizzando
ArcView GIS e QGIS.
h) Analisi dei dati raccolti e confronto dei risultati ottenuti dallo studio di fattibilità geomorfologica
rispetto alle conclusioni emerse nella Relazione geologica del P.R.E. del Comune di Rapino redatta
dal Dott. Geol. L. Marinelli,6.1998. Si evidenzia che, dai dati fornitici dall‟Amministrazione
comunale di Rapino e dall‟ Arch. Cipressi (trasposizione del rilievo LiDAR sulle tavole del P.R.E.
di Rapino scala 1:2.000 e sul C.T.R.N. Regione Abruzzo scala 1:5.000), risulta che le quote
riportate su cigli e piedi di scarpata fanno riferimento ad un ellissoide di rotazione (quota
altimetrica). Pertanto bisogna sottrarre a tali quote 50 metri per ottenere la quota sul livello del mare
(quota ortometrica). Per ulteriori approfondimenti circa le metodologie adottate e i risultati ottenuti
si rimanda agli appositi capitoli.
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2 ASSETTO GEOLOGICO – STRUTTURALE
L‟area in esame è situata nella fascia media del versante orientale della Maiella, nella porzione
meridionale del rilievo (Fig. 1). La sua evoluzione geologica è strettamente legata ai processi
tettonici e morfodinamici che hanno interessato questa unità strutturale compresa tra la catena
appenninica propriamente detta e l‟adiacente fascia periadriatica (Fig. 1).
La Maiella è costituita da una struttura anticlinale (antiforme), con asse a direzione circa N-S, che
mostra in pianta (Fig. 2) una accentuata convessità verso ENE. Ne deriva che le direttrici tettoniche
dalla zona di Alanno alla congiungente Caramanico - Guardiagrele mantengano un andamento NW
- SE, per ruotare progressivamente a sud di questa congiungente, fino ad assumere un orientamento
NNE - SSW nella Maiella meridionale.
Fig. 1 - Schema strutturale del settore esterno abruzzese.
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L‟andamento arcuato, frequente nelle strutture dell‟Appennino, assieme alla marcata vergenza
orientale della struttura, indicano e sono conseguenti alla direzione di compressione avvenuta da
ovest verso est (Donzelli, 1997).
Fig. 2 - Schema strutturale del settore esterno dell’Appennino centrale mostrante le principali unità strutturali
ricoperte in discordanza dai depositi del Pliocene-Pleistocene inferiore (S): 1) M.ti Sibillini; 2) gran Sasso; 3)
Morrone-porrara; 4) Laga; 5) Maiella; 6) Unità alloctone molisane. (Scisciani et alii, 2000).
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Il fianco orientale e nord orientale della piega si immergono sotto i sedimenti argillosi del Pliocene
con pendenze variabili dai 40°-50°, fino a verticali o sotto la fm delle “Argille scagliose” che
sovrascorre a basso angolo la Maiella con vergenza occidentale; sul fianco occidentale la struttura è
giustapposta all‟unità carbonatica Morrone, ed al relativo “flysch”, mediante una faglia diretta con
rigetto variabile da oltre 1000 metri a sud – Campo di Giove - a pochi metri - a nord - Caramanico.
Questa faglia in gran parte attivatasi prima e durante l‟identificazione dell‟avanfossa posta ad
occidente della Maiella, ridefinisce solo in parte i rapporti di sovrapposizione tettonica tra l‟unità
Morrone e il relativo “flysch” posti al tetto e quelle della Maiella e del relativo “flysch” occidentale
posti al letto. A sud la struttura antiforme è bruscamente troncata da un lineamento, con caratteri di
sovrascorrimento e di rampa laterale, che sovrappone la struttura del M. Porrara al tetto e la Maiella
al letto.
La parte più meridionale del fianco orientale della struttura presenta pendenze che vanno dai 10°-
15° fino a 30°-45° nella fascia compresa tra Palena e Lama dei Peligni. Procedendo verso nord le
pendenze aumentano progressivamente: da Lama dei Peligni, a Fara S. Martino, a Pennapiedimonte,
a Bocca di Valle, gli strati calcarei si immergono, coperti dalla fascia detritica, con pendenze di 50°-
70°, fino a strati subverticali e ribaltati sulle argille del Pliocene inferiore. A nord di Bocca di Valle
(Fig. 3) lo stile è all‟incirca lo stesso ma i rapporti fra i calcari, qui di età miocenica, e le argille del
Pliocene inferiore della fm. “Fara”, sono mascherati e sigillati dalla discordante Formazione di
Mutignano.
Al suo interno la struttura della Maiella è intersecata da sistemi di faglie inverse e dirette, a rigetto
variabile, che ne complicano la regolarità. Le numerose faglie hanno andamenti longitudinali,
trasversali od obliqui all‟asse della piega; nel settore settentrionale e meridionale sono prevalenti i
Fig. 3 - Sezione geologica del fronte della Maiella nord orientale (Donzelli 1997).
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sistemi a direttrice NW - SE, mentre nel settore centrale sono più frequenti i sistemi con direttrici
E-W, N-S e NE-SW. Le faglie che presentano i rigetti maggiori sono di tipo distensivo, con
inclinazione del piano di 60°-70°. Alcuni sistemi di faglie distensive presenti sul versante orientale
risultano ruotati discretamente e coerentemente con la geometria della piega dimostrandosi
un‟eredità alto miocenica come per la faglia che limita ad ovest la struttura lungo la depressione di
Caramanico.
Descrivendo la struttura della Maiella da nord a sud, si incontra prima il fascio di faglie dirette, con
andamento SW-NE, che limitano a SE la struttura di Alanno, poi nella porzione più settentrionale
prevalgono sistemi di faglie dirette con orientamento NW-SE.. Il rigetto di queste faglie va da
alcuni metri ad un massimo di 200-300 metri; alcuni esempi sono la faglia che da Salle corre verso
la Valle dell‟Orfento a nord di Caramanico, e alcune faglie a gradinata ad ovest di
Pennapiedimonte.
Nella Maiella centrale, sono frequenti le faglie e zone di fratturazione trasversali, a direzione E-W,
come presso il Blockhaus - Monte Cavallo; qui i rigetti sono di poche decine di metri anche se si
tratta di faglie continue che si susseguono anche per alcuni chilometri.
Sul fianco orientale, nella zona del Martellese - M. d‟ Ugni, si riscontra un sistema di faglie a
direzione NE-SO, obliquo all‟asse strutturale principale; sempre sul fianco orientale, fra Fara S.
Martino e Lama dei Peligni, è presente un sistema di faglie dirette longitudinali a gradinata con
piano inclinato e rigetto positivo ad est.
Un‟altra zona disturbata da sistemi di faglie, sempre con rigetti modesti, è rappresentata dal Vallone
di Taranta, dove faglie ad andamento E-W si intersecano con fasci di faglie NW-SE.
Nella parte meridionale la struttura è interessata da faglie NW-SE dirette; le più importanti sono
quelle che corrono lungo il Vallone di Femminamorta, da M. Amaro al Vallone di Izzo, e quella che
dalla Tavola Rotonda giunge fino a Palena.
Le faglie della Maiella sono spesso condensate in fasci, come quelle del fondo di Maiella, del
Vallone di Taranta, del M. Amaro, del Vallone dell‟Orfento; in queste aree le frequenti fratture
hanno favorito la dissoluzione carsica ed i conseguenti processi erosivi facilitando la formazione di
valli e depressioni.
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3 SISMICITÀ
Posizionato fra le propaggini settentrionali della dorsale della Maiella e la costa adriatica, il
territorio del Comune di Rapino, si sviluppa a cavallo di due zone sismotettoniche: la fascia pede-
appenninica e la zona fra il pede-appennino e l‟Adriatico. La prima include la Maiella, che è stata
interessata da due terremoti distruttivi negli ultimi 300 anni; la seconda è caratterizzata da modesta
attività sismica. Queste caratteristiche di sismicità sono documentate principalmente dalle
informazioni di sismologia storica che, per l‟area abruzzese, coprono un intervallo di tempo di quasi
2000 anni (GRUPPO DI LAVORO CPTI, 1999; fig. 4).
Fig. 4 - Epicentri dei terremoti storici relativi al periodo 217 a.C. - 1992 (quadrati) con Intensità maggiore o uguale al VI
grado della scala Mercalli-Cancani-Sieberg (MCS) (dal Catalogo CPTI, Gruppo di Lavoro CPTI, 1999) e dei terremoti
strumentali (cerchi) registrati dal 1983 al 2003 dalla Rete Sismica Nazionale dell’Istituto Nazionale di Geofisica e
Vulcanologia (INGV). In figura sono riportate le tracce di superficie delle principali faglie attive dell’area appenninica.
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I dati di sismologia strumentale, che coprono l‟ultimo ventennio, non mostrano attività sismica di
rilievo o particolari concentrazioni di terremoti. Si osservano alcuni eventi sismici di piccola
magnitudo (M 4.0), localizzati fra la Maiella, Chieti e la costa, attribuibili principalmente al
periodo di attività sismica del febbraio e luglio 1992. È bene tenere presente che questo settore
dell‟Italia centrale non è mai stato ben coperto dal monitoraggio sismico, sia a scala nazionale (Rete
Sismica Nazionale dell‟Istituto Nazionale di Geofisica e Vulcanologia) che a scala locale (Rete
Regionale dell‟Abruzzo). È quindi possibile che parte dell‟attività sismica locale non compaia nei
cataloghi dei terremoti strumentali, perché sfuggita all‟osservazione sismologica o per difficoltà di
localizzazione degli ipocentri. Ad ogni modo, è verosimile ritenere che se parte delle informazioni
sono mancanti, queste sono relative a terremoti di piccola magnitudo (M<4.0) e microsismicità
(M<3.0), poiché terremoti o sequenze sismiche di energia superiore non sarebbero passati
inosservati.
Fra i terremoti storici, quelli di maggiore rilievo sono sicuramente gli eventi sismici della Maiella
del 3 novembre 1706, con intensità epicentrale (I0) pari al IX-X grado della scala Mercalli-Cancani-
Sieberg (MCS) e magnitudo macrosismica (Fig. 4) pari a 6.6, e del 26 settembre 1933 (I0 = VIII-IX
grado MCS, Ma = 5.6). Le zone epicentrali di questi eventi sismici sono localizzate a sud dell‟area
in studio. La zona epicentrale dell‟evento del 1706 è localizzabile nella porzione centrale della
montagna della Maiella. L‟area epicentrale dell‟evento del 1933 è posta poco più a S-E, nei pressi
di Lama dei Peligni. Entrambi questi terremoti hanno provocato gravi danni in tutta l‟area
circostante la Maiella, inclusi i centri abitati ed in particolare la fascia compresa fra
Lettomanoppello-Turrivalignani ed Orsogna.
Dalla distribuzione degli epicentri dei terremoti storici di figura 4, si osserva un terzo terremoto di
intensità elevata (I0 = IX-X grado MCS, Ma = 6.3) posizionato immediatamente ad ovest (San
Valentino in Abruzzo Citeriore). Si tratta di un evento di età romana, databile al 101 d.C., la cui
localizzazione è basata su una sola osservazione macrosismica: un‟epigrafe, attualmente conservata
nell‟abbazia di San Clemente a Casauria, che ricorda la ricostruzione di una “pesa pubblica” nei
pressi di San Valentino in Abruzzo Citeriore, distrutta da un terremoto. La posizione dell‟epicentro
non è ben vincolata; secondo alcuni studiosi, l‟area epicentrale potrebbe essere più a S-W di quella
riportata nel catalogo, nella zona di Sulmona. Lo stato delle conoscenze sismotettoniche sui
terremoti distruttivi della Maiella è ancora scarso e ad oggi non esiste una interpretazione sulla
geometria, la profondità e la cinematica delle strutture responsabili di questi eventi. Ciò che si può
dire dall‟osservazione delle carte di sismicità a scala regionale è che la loro posizione è esterna
rispetto a quella dei terremoti appenninici. La genesi di questi ultimi è riconducibile ad una tettonica
estensionale, che ha la sua espressione in superficie nei sistemi di faglie normali che post-datano le
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strutture compressive, bordano bacini sintettonici quaternari e spesso dislocano morfologie e
depositi di età tardo-quaternaria (si veda ad es. BARCHI et alii, 2000 cum bibl.). È quindi plausibile
che i terremoti della Maiella, esterni all‟area appenninica in distensione, siano riconducibili ad un
contesto tettonico diverso, ma la natura di tale contesto deve essere approfondita con studi mirati.
Fra i terremoti con area epicentrale all‟interno della zona coperta dal Foglio 361 meritano di essere
ricordati due eventi del XIX secolo che a distanza di 5 mesi colpirono la zona compresa fra la
Maiella e la costa adriatica, a sud di Chieti. Si tratta del terremoto del 10 settembre 1881 (I0 = VIII
grado MCS, Ma = 5.4), noto nei cataloghi come terremoto di Lanciano, e quello del 12 febbraio
1882 (I0 = VII grado MCS, Ma = 4.9), noto come terremoto di Chieti. Il primo provocò il massimo
danneggiamento ad Orsogna (VIII grado) e Lanciano (VII-VIII grado) ed ebbe una vasta area,
compresa fra le pendici orientali della Maiella (Guardiagrele) e la costa adriatica (Ortona), con
risentimenti pari al VII grado. Il secondo fu anch‟esso caratterizzato da una vasta area di VII grado,
compresa fra Castel Frentano-Orsogna-Chieti e la costa adriatica. Sebbene si tratti di terremoti
relativamente piccoli (M<5.5), le informazioni macrosismiche a disposizione sono numerose,
soprattutto per l‟evento del 1881, e di conseguenza l‟area epicentrale è piuttosto ben vincolata.
Come per gli eventi della Maiella, anche per i terremoti del 1881 e 1882 non si dispone di
informazioni sulle caratteristiche delle strutture tettoniche che li hanno originati. I rilevamenti
geologici nell‟ambito del progetto CARG non offrono informazioni conclusive al riguardo. Infatti,
non sono presenti strutture tettoniche di superficie di importanza rilevante ad attività recente, ma
solo faglie minori. Certamente, la presenza di questi terremoti è indicativa di una tettonica attiva e
le strutture sismogenetiche potrebbero essere localizzate in profondità, al di sotto delle unità plio-
quaternarie della Formazione di Mutignano.
Fig. 5 - Carta delle
Intensità (MCS)
relative al terremoto
del 3 novembre 1706 e
del terremoto del 26
settembre 1933.
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3.1 PERICOLOSITÀ SISMICA LOCALE
Già con l‟O.P.C.M. n° 3274 del 20.03.2003, pubblicata sulla Gazzetta Ufficiale in data 08/05/2003
(Primi elementi in materia di criteri generali per la classificazione sismica del territorio nazionale e
di normative tecniche per le costruzioni in zona sismica), coerentemente con l‟Eurocodice 8 (EC8)
furono gettate le prime, se pur timide, basi per la Microzonazione sismica. Infatti il punto 2 lettera
h, relativo ai criteri per l‟individuazione delle zone sismiche - individuazione, formazione e
aggiornamento degli elenchi delle medesime zone - così recita […l’eventuale definizione di
sottozone, nell’ambito dello stesso comune, differenziate anche in relazione alle caratteristiche
geolitologiche e geomorfologiche di dettaglio…]. Con l‟ O.P.C.M. n° 3907 del 13.11.2010 è
iniziato il programma di Microzonazione sismica di tutto il territorio nazionale.
Con il termine Rischio Sismico vengono identificati e valutati (espressi come danni attesi), gli
effetti prodotti da un terremoto atteso, su un dato territorio in un determinato intervallo di tempo.
I fattori che concorrono alla definizione del Rischio Sismico sono: la pericolosità di base, la
pericolosità locale (P), la vulnerabilità degli edifici (V) e del sistema urbano e l‟esposizione (E).
La pericolosità sismica di base è intesa come la misura dello scuotimento al suolo atteso in un dato
sito ed è legata alle caratteristiche sismotettoniche, alle modalità di rilascio dell‟energia alla
sorgente, alla propagazione delle onde sismiche dalla sorgente al sito.
La pericolosità sismica locale intesa a scala sub-comunale è la misura dello scuotimento al sito che
in relazione alle caratteristiche geologiche, geomorfologiche, morfologiche e geotecniche locali può
differire dallo scuotimento di base. In occasione di eventi sismici si sono evidenziati effetti,
generalmente indicati come effetti locali, connessi a particolari condizioni geologico morfologiche,
che hanno prodotto danni anche molto diversificati su edifici di caratteristiche strutturali analoghe
(Fig. 6), anche a distanza di poche decine di metri (Risposta Sismica Locale).
Fig. 6 – Distribuzione dei danni rispetto alla zona epicentrale.
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Gli elementi che influiscono nella variazione della RSL, producendo differenziati effetti locali, a
livello qualitativo sono (Fig. 7):
1) la topografia;
2) la litologia dei terreni,
3) la morfologia sepolta,
4) il contatto tra litotipi differenti,
5) il comportamento anelastico dei suoli,
6) la liquefazione e la risonanza dei terreni,
7) le faglie e fagliazioni.
Nelle aree che presentano particolari condizioni morfologiche (creste rocciose, cocuzzoli, dorsali,
scarpate, etc.), possono verificarsi focalizzazioni dell‟energia sismica incidente con conseguente
esaltazione dell‟ampiezza delle onde.
Analoghi fenomeni si possono avere alla superficie di depositi alluvionali, di corpo di frana e di
falde di detrito, anche per spessori di poche decine di metri, per effetto della riflessione multipla e
dell‟interferenza delle onde sismiche entro il deposito stesso.
Danni consistenti possono verificarsi quando la frequenza di risonanza di un terreno (depositi
alluvionali, falde di detrito e corpi di frana) raggiunta durante un evento sismico corrisponde a
quella propria dell‟edificio. Altri casi di modificazione del comportamento sismico dei terreni sono
quelli che producono deformazioni permanenti e/o cedimenti dovuti alla liquefazione dei depositi
sabbiosi saturi d‟acqua o addensamento dei terreni granulari sopra falda. Infine sono da sottolineare
i problemi connessi con fenomeni di stabilità di vario tipo con attivazione e riattivazione di frane
potenziali e crolli di massi da pareti rocciose.
Per i dati e le considerazioni sulla Microzonazione sismica di livello 1 si rimanda allo studio
realizzato dal geologo Giovanni Barone.
Fig. 7 – Effetti locali.
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4 UNITÀ STRATIGRAFICHE
Qui di seguito vengono presentate le caratteristiche delle unità litostratigrafiche riconosciute nell‟
area studiata attraverso un rilevamento geologico alla scala 1:5.000 e in certi casi anche di maggior
dettaglio. Per la redazione della legenda della carta geologica si è fatto riferimento al volume
dell‟APAT (ex Servizio Geologico Nazionale oggi ISPRA), 1992 - Carta Geologica d’Italia -
1:50.000. Guida al rilevamento. Quaderno serie III Vol. 1. Istituto Poligrafico e Zecca dello Stato.
4.1 SUCCESSIONE MARINA DEL CRETACICO SUPERIORE - MESSINIANO P.P.
4.1.a - formazione di Bolognano (BOL)
La formazione di Bolognano può essere distinta in tre differenti membri, correlabili con i tre
membri in cui è stata distinta la formazione Bolognano nel foglio 361 Chieti. In questa
trattazione verranno riportati solo i membri affioranti nel territorio del Comune di Rapino.
membro calcarenitico a briozoi (BOL1): è costituito da calcareniti lito-bioclastiche a grana
media e grossolana, di colore biancastro, grigio o avana, porose e a media coerenza, in strati (da
decimetrici a metrici) e banconi spesso in risalto morfologico, con geometrie lenticolari e
stratificazione incrociata. Il contenuto fossilifero è dato da abbondanti e prevalenti frammenti di
briozoi, da placche e radioli di echinidi a luoghi rinvenibili anche interi, da lepidocycline,
Fig. 8 – Carta geologica della zona del
territorio comunale di Rapino dove si
evidenziano i limi con argilla della formazione
di Mutignano (FMTa) e le ghiaie con livelli di
sabbia dei depositi della successione del
Quaternario continentale.
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miogypsine, amphistegine, heterostegine, denti di pesce e bivalvi (Pecten). Sono presenti livelli
di glauconite con clasti fosfatici e limonitici riferibili a orizzonti di hard ground, che
caratterizzano la base e il tetto dell‟unità. Lo spessore complessivo osservabile varia tra i 50 e i
150 m.
Dai dati disponibili in letteratura questo membro è attribuibile ad un intervallo temporale che si
estende dal RUPELIANO p.p. al LANGHIANO p.p. (biozone SBZ22a - SBZ26);
membro calcarenitico a lithotamni (BOL3): è costituito da calcareniti a grana media e fine, di
colore biancastro in strati da decimetrici a metrici e da calcari marnosi di colore avana e grigio
sottilmente stratificati, caratterizzati dalla presenza di abbondanti frammenti di lithotamni,
briozoi, lamellibranchi, brachiopodi, ditrupe, echinodermi e foraminiferi bentonici. La base è
caratterizzata dalla frequente presenza di intercalazioni di calcareniti avana ricche di operculine
ed heterostegine.
Lo spessore affiorante varia da alcune decine di metri fino a circa 100 m.
Dai dati disponibili in letteratura questo membro è attribuibile ad un intervallo temporale che si
estende dal TORTONIANO p.p. al MESSINIANO (biozone SBZ26 - Globorotalia conomiozea).
L'ambiente deposizionale della formazione è riferibile ad una rampa carbonatica, caratterizzata
da variazioni nel tasso di esportazione dei sedimenti che traducono fasi di progradazione e
retrogradazione degli ambienti.
Tra la microfauna presente sono riconoscibili: Orbulina spp., Globigerinoi-des trilobus (Reuss),
Elphidium sp., Operculina sp., Heterostegina sp., milionidi, rotalidi.
L‟intervallo biostratigrafico va dalla base della biozona SBZ22a alla comparsa della Bulimina
echinata d‟Orbigny (biozona a Globorotalia conomiozea) (RUPELIANO p.p. - Messiniano p.p.).
Questa formazione è correlabile con intervalli stratigrafici descritti nei fogli 360 Torre de‟
Passeri (Servizio geologico d‟Italia, 2006a) e 359 L‟Aquila (Servizio geologico d‟Italia, 2006d).
In particolare per quanto riguarda il Foglio L‟Aquila la formazione di Bolognano è equivalente
all‟intervallo calcareniti a miogypsine e lepidocycline (CFR2) dell‟unità calcareniti a macrofora-
miniferi (CFR), all‟unità spongolitica (SPT), ai calcari a briozoi e lithotamni (CBZ), alle
calcareniti di M. Fiore (CMF) ed infine all‟unità argilloso-marnosa (UAM). Per quanto riguarda
il Foglio Torre de‟ Passeri la formazione di Bolognano corrisponde all‟omonima unità
individuata e cartografata, all‟unità spongolitica (SPT), ai calcari a briozoi e lithotamni (CBZ),
all‟unità argilloso-marnosa (UAM) e alle calcareniti di M. Fiore (CMF). Analoghe equivalenze
sono riscontrabili con le unità oligo-mioceniche distinte nei Fogli 369 Sulmona (Servizio
geologico d‟Italia, 2006b) e 368 Avezzano Servizio geologico d‟Italia, 2006c).
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4.2 SUCCESSIONE MARINA DEL PLIOCENE SUPERIORE – PLEISTOCENE
4.2.a - formazione di Mutignano (FMT)
La formazione Mutignano rappresenta la totalità della successione marina del Pliocene superiore-
Pleistocene affiorante nell‟area in studio. I termini della formazione di Mutignano sono riferibili ad
ambienti che vanno dall‟offshore allo shoreface. La loro organizzazione verticale individua un
chiaro trend coarsening e thickening upward, interpretabile come una fase di progradazione degli
ambienti deposizionali verso le aree bacinali, con tendenza al colmamento del depocentro plio-
pleistocenico. Le esposizioni naturali migliori si hanno soprattutto in corrispondenza delle forme
calanchive e dei Fossi così come lungo le scarpate morfologiche dei rilievi sommitali presenti nell‟
area, oltre che nelle scarpate di cave e nei tagli stradali dove è possibile osservare alcuni aspetti
importanti di questa formazione. Nell‟ambito della formazione Mutignano sono stati riconosciuti i
seguenti membri e litofacies affioranti:
associazione pelitico-sabbiosa (FMTa): è costituita da argille e argille marnose grigio-azzurre, limi
con argille sabbiose e argille siltose avana sottilmente stratificate con rari livelli e strati sabbiosi
ocra caratterizzati da strutture incrociate e ripple, a luoghi con abbondanti macrofossili quali
gasteropodi, bivalvi, scafopodi e coralli; il rapporto sabbia/argilla è nettamente inferiore all‟unità. In
alcuni affioramenti, in corrispondenza dei livelli argillosi sono stati osservati contatti discordanti e
slump a scala metrica. Nell‟area del comune di Rapino l‟associazione pelitico-sabbiosa è presente,
anche se ricoperta da una coltre eluvio colluviale, ad est della zona Centro storico - Colle Ceso, in
Fig. 9 - Affioramento di calcareniti della formazione di Bolognano in prossimità della cava GEA S.r.l. in Contrada Foce.
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zona Case Nuove - Ortaglio e in località Madonna della Libera. Nelle altre zone del territorio
comunale le argille e i limi con argille di colore grigio sono entrambi ricoperti da una spessa
successione sedimentaria continentale (Fig. 10);
associazione conglomeratica (FMTb): è presente in affioramento esclusivamente nel settore SO del
Foglio 361 Chieti (NO del territorio del Comune di Rapino), si intercala alla associazione pelitico-
sabbiosa e comprende conglomerati poligenici ben cementati che formano banconi e strati da
decimetrici a metrici, livelli di ghiaie, brecce e blocchi eterometrici dispersi in una matrice
argilloso-siltosa. I clasti sono costituiti da calcari e, in misura minore, da selce derivanti dalle
successioni carbonatiche locali;
associazione sabbioso-pelitica (FMTc): consiste in un‟alternanza di sabbie e sabbie siltose giallo-
ocra, a diverso grado di cementazione, ed argille e argille siltose grigiastre sottilmente laminate; lo
spessore degli strati sabbiosi aumenta, dal basso verso l‟alto, passando da sottile a medio ed il
rapporto sabbia/argilla è pressoché pari a 1. I livelli sabbiosi sono generalmente in rapporto erosivo
sulle peliti e possono presentare laminazioni parallele, incrociate e hummocky; frequente è, inoltre,
la presenza di piritizzazione interstrato. È presente una ricca macrofauna a bivalvi (Pecten,
Chlamys, Ostrea, ecc.) e gasteropodi di ambiente marino. Lo spessore massimo affiorante è stato
valutato in circa 10-15 metri;
associazione sabbioso-conglomeratica (FMTd): questa unità è rappresentata da una successione di
sabbie e arenarie di colore giallastro, frequentemente bioturbate, in strati da medi a spessi, alternate
a lenti e strati di ghiaie e di conglomerati, ben sciacquati e selezionati, costituiti da clasti di qualche
Fig. 10 – Limo con argilla consistente della formazione di Mutignano (FMTa) rinvenuto a – 14,10 m dal p.c. nella zona di Borgo
Pretara – Coste Micucci e Madonna della Libera.
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centimetro in prevalenza calcarei e, subordinatamente, silicei. Sia le sabbie che i conglomerati sono
in genere organizzati in set tabulari al cui interno è possibile osservare stratificazione e laminazione
incrociata a basso angolo. Negli strati sabbiosi sono stati osservati ripples simmetrici e
stratificazione di tipo flaser, tipici di ambienti di spiaggia.
Localmente sono presenti livelli da millimetrici a centimetrici di peliti grigie. In più punti si
osserva, all‟interno della successione sabbiosa, una potente intercalazione pelitica (spessore
massimo di 20-25 m) di notevole continuità laterale (fino a 3-4 km) con terminazione a pinch-out
verso SSW. Il tetto di tale intercalazione è suborizzontale o debolmente immergente verso oriente,
mentre la base immerge moderatamente verso NNE.
L‟associazione sabbioso-conglomeratica forma la parte sommitale del centro storico abitato del
Comune di Casacanditella, del Comune di San Martino S.M., del Comune di Guardiagrele e dei
rilievi dell‟area teatina. Il suo spessore è variabile fra i 15 ed i 30 metri.
L‟associazione a foraminiferi permette di riferire l‟unità alle biozone a Globorotalia inflata
(PLIOCENE superiore) e a Globigerina cariacoensis (PLEISTOCENE p.p). Le associazioni a
nannofossili calcarei indicano l‟intervallo stratigrafico compreso tra la biozona MNN18 (per la
presenza di Discoaster brouweri ΤAN SIN ΗOK) del Pliocene superiore e la biozona MNN19d (per la
presenza dei diversi morfotipi di Gephyrocapsa) del Pleistocene inferiore.
La biozona a Globorotalia inflata si distingue dalla sovrastante biozona a Globigerina cariacoensis
per l‟assenza di G. cariacoensis, per un maggiore contenuto in foraminiferi planctonici (fino
all‟80%). Nelle associazioni pleistoceniche è invece nettamente prevalente il benthos, con
percentuali oltre il 90% o addirittura il 100%. Tra i foraminiferi planctonici presenti in ambedue le
biozone ricordiamo: Neogloboquadrina pachyderma D‟ORBIGNY, Globigerinoides elongatus
(D‟ORBIGNY), G. gomitulus (SEGUENZA), G. ruber (D‟ORBIGNY), Orbulina universa D‟ORBIGNY,
Sphaeroidina bulloides D‟ORBIGNY. Nel benthos della biozona a G. cariacoensis sono stati
determinati: Ammonia beccarii (LINNÈ), A. inflata (SEGUENZA), A. papillosa (D‟ORBIGNY),
Anomalinoides ornata (COSTA), Brizalina alata (SEGUENZA), B. spatulata (WILLIAMSON), Bulimina
elegans D‟ORBIGNY, B. elegans D‟ORBIGNY marginata FORNASINI, B. exilis BRADY, B. etnea
SEGUENZA, B. fusiformis WILLIAMSON, B. marginata D‟ORBIGNY, B. su-blimbata PANIZZA,
Cassidulina neocarinata THALMANN, Cibicidoides ungeria-nus (D‟ORBIGNY), Dorothia gibbosa
(D‟ORBIGNY), Elphidium crispum (LINNÈ), Gyroidina soldanii (D‟ORBIGNY), Globobulimina ovula
(D‟ORBIGNY), Hanza-waia boueana (D‟ORBIGNY), Martinottiella communis (D‟ORBIGNY), Melonis
padanum (PERCONIG), M. soldanii (D‟ORBIGNY), Praeglobobulimina ovata (D‟ORBIGNY), Pullenia
bulloides (D‟ORBIGNY), Sigmoilopsis celata (COSTA), Uvigerina mediterranea (HOFKER),
Valvulineria bradyana (FORNASINI).
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4.3 DEPOSITI CONTINENTALI QUATERNARI
I depositi della successione del Quaternario continentale affiorano prevalentemente lungo le valli
dei fiumi Pescara, Alento, Foro e Moro, e dei loro affluenti principali.
Essi sono riferibili principalmente ad ambienti fluviale e di conoide alluvionale ed, in minor misura,
a depositi di versante e a travertini. I depositi fluviali e di conoide sono organizzati in terrazzi di
diversi ordini. Per ogni ordine è stato possibile riconoscere, nella maggior parte dei casi, la
morfologia e la continuità fisica degli affioramenti. La correlazione tra i depositi dei diversi terrazzi
è stata eseguita procedendo dai depositi attuali verso quelli via via più antichi, tenendo conto di
diversi fattori, quali l‟altezza dei depositi sul fondovalle, la presenza e lo stato di evoluzione dei
suoli alla sommità dei terrazzi, la presenza di eventuali livelli e lenti vulcanoclastici intercalati nelle
coltri di alterazione al tetto dei terrazzi, il ritrovamento di faune a vertebrati, il ritrovamento di
industrie litiche, l‟estensione areale e lo spessore dei depositi terrazzati che sono in relazione con gli
eventi deposizionali di maggiore importanza. Questi elementi hanno permesso di arrivare ad una
definizione dei diversi sintemi e subsintemi che caratterizzano l‟area, secondo le norme pubblicate
dal Servizio Geologico Nazionale (1992) e le successive integrazioni (Fig. 11).
4.3.a - Subsintema di Villa Oliveti (AVM1b)
Il subsintema di Villa Oliveti è formato da conglomerati clasto-sostenuti con matrice sabbioso-
siltosa, a ciottoli calcarei, silicei e arenacei, da arrotondati a ben arrotondati, con granulometrie
generalmente comprese tra 5 e 10 cm (localmente maggiori), ben organizzati con stratificazioni
incrociate, piane e concave, e piano parallele. Ad essi si intercalano orizzonti costituiti da sabbie e
limi, in strati da medi a sottili e con laminazioni pianoparallele e incrociate, di spessore variabile da
50-60 cm a 4-5 m. I corpi conglomeratici e gli orizzonti sabbiosi hanno una geometria tabulare alla
Fig. 11 - Schema morfo-litostratigrafico dei depositi del Quaternario continentale.
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scala dell‟affioramento. Ad est della Maiella, in particolare nel comune di Rapino nelle zone del:
Centro storico - Colle Ceso (Fig. 12), Borgo Lucina (Col di Lana) e parzialmente nella zona di
Coste Micucci – Madonna della Libera, affiorano ghiaie e conglomerati poco organizzati, in corpi
lenticolari, con abbondante matrice e con clasti poco arrotondati di dimensioni fino a 50 cm, da
clasto-sostenuti a fango-sostenuti, riferibili a debris flow. La parte alta di questi depositi è alterata, e
mostra clasti parzialmente disgregati. Sono anche frequenti i noduli dovuti alla riprecipitazione di
carbonato di calcio specialmente negli orizzonti più superficiali e negli orizzonti sabbiosi intercalati
ai conglomerati.
I depositi di questo subsintema sono terrazzati; la morfologia e la continuità fisica delle superfici
sommitali dei terrazzi sono ancora ben preservate. Il limite inferiore è costituito dal contatto erosivo
sui depositi della successione marina terrigena o con i depositi delle unità quaternarie più antiche. Il
tetto è costituito dalla superficie deposizionale o dal contatto con le unità più recenti. Lo spessore
varia da pochi metri a 30-35 metri.
Si tratta in sintesi di depositi alluvionali, lungo le valli principali, e di conoide alluvionale, a ridosso
della Maiella. L‟età è riferibile alla base del Pleistocene superiore.
Fig. 12 - Ghiaie e conglomerati del subsintema di Villa Oliveti (AVM1b) affioranti sotto gli archi del Centro storico di Rapino.
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4.3.b – Subsintema di Chieti Scalo (AVM4)
Nel subsintema sono state distinte due litofacies: depositi alluvionali e detriti di falda.
I primi (AVM4b) depositi di questo subsintema sono costituiti da conglomerati eterometrici, con
clasti di 5-10 cm, caratterizzati da stratificazioni incrociate ed embricature, alternati a sabbie e limi
con stratificazioni e laminazioni pianoparallele e incrociate; si intercalano lenti di argille e torbe.
Fig. 13 – Carta e sezione geologica della
zona del centro storico di Rapino dove si
evidenzia il contatto tra i limi con
argilla della formazione di Mutignano
(FMTa) e le ghiaie e conglomerati del
subsintema di Villa Oliveti (AVM1b).
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Nella zona a est della Maiella, in particolare nel Comune di Rapino nelle zone di: Borgo Lucina
(cimitero), Madonna di Carpineto – Borgo Piano Giardino (campo sportivo) e Borgo Pretara
(Pretara) affiorano conglomerati eterometrici, a clasti poco evoluti con diametro fino a 60-70 cm,
ricchi di matrice e caotici, organizzati in corpi generalmente tabulari alla scala dell‟affioramento,
riferibili a debris flow. Questi sedimenti costituiscono le grandi conoidi alluvionali formatesi allo
sbocco dei principali valloni del versante NE della Maiella. La base non è osservabile in
affioramento, se non ai margini del terrazzo o in sondaggio, dove è costituita dalla superficie
erosiva del contatto sui depositi delle formazioni marine, o sui depositi delle unità più antiche.
Il tetto è costituito dalla superficie deposizionale della sommità del terrazzo, o dal contatto erosivo
con i depositi olocenici. Lo spessore affiorante dei depositi è di 15-30 m.
Fig. 14 – Limo con argilla debolmente sabbioso della formazione di Mutignano, rinvenuto a – 10,50 m dal p.c. in località Pretara, al di sotto delle ghiaie carbonatiche in matrice limoso sabbiosa del Subsintema di Chieti Scalo (AVM4b).
Fig. 15 – Log stratigrafico relativo al subsintema di
Chieti Scalo (AVM4b) da elaborazione di un
sondaggio geognostico in località Pretara.
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Si tratta in sintesi di depositi fluviali, lungo le valli principali, e di conoide alluvionale, a ridosso
della Maiella. L‟età è riferibile al Pleistocene superiore.
4.3.c - Depositi olocenici (olo)
I depositi olocenici non sono stati riferiti ad un sintema in quanto i sedimenti che costituiscono
l‟unità sono ancora in formazione e, quindi, il tetto dei depositi è soggetto a continue
trasformazioni. L‟unità è stata, inoltre, suddivisa in diverse litofacies, che sono descritte di seguito.
4.3.c.1 Depositi alluvionali (olob)
Questi depositi affiorano all‟interno del Fiume Foro e dei suoi affluenti e fossi principali (Fosso
l‟Arsella, Fosso San Siro, Torrente Vesola San Martino, Fosso Sterparo e Fosso Balzanello). Sono
costituiti da un‟alternanza di sabbie, ghiaie e limi, con livelli e lenti di argille e torbe o sono
riferibili all‟alveo e alla piana alluvionale attuale, osservabili solo occasionalmente in
corrispondenza dei fronti di scavo di alcune cave e in sondaggio. Lo spessore di questi depositi
varia da qualche metro a 5-10 m.
4.3.c.2 Coltri eluvio colluviali (Olob2)
Sono formate da limi, limi sabbiosi e limi argillosi da grigiastri a bruno-rossastri, a luoghi con
abbondanti concrezioni nodulari di carbonato di calcio, caratterizzati da una struttura interna
massiva o con accenni di stratificazione mal definita e discontinua, e costituiscono il prodotto
dell‟alterazione dei depositi pelitico-sabbiosi della successione marina terrigena. In alcuni tagli di
maggiore estensione, sono osservabili diversi orizzonti sovrapposti, caratterizzati alla sommità da
livelli a colorazione grigia più scura. Questi depositi sono ubicati nel fondo di molte vallecole. In
tale unità sono comprese le terre rosse presenti sulle unità carbonatiche, e localmente sedimenti di
suolo.
Il limite inferiore è costituito dal contatto erosivo con i sintemi più antichi, o con le unità della
Successione marina terrigena.
4.3.c.3 Depositi di frana (Oloa1).
I depositi di frana derivano dall‟alterazione delle formazioni presenti. Sono caratterizzati da
litologie differenti a seconda delle unità coinvolte dalle frane. Si tratta generalmente di depositi
pelitici e pelitico-sabbiosi, che derivano dall‟associazione pelitico-sabbiosa della formazione di
Mutignano; dove le frane hanno coinvolto le ghiaie con livelli di sabbia dei depositi della
successione del Quaternario continentale, i depositi di frana possono contenere ghiaie e sabbie
limose sciolte e blocchi carbonatici.
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5 ASSETTO GEOMORFOLOGICO
L‟area pedemontana e costiera della regione abruzzese è stata oggetto di studio da parte di diversi
naturalisti e geologi fin dalla fine del 1800. I primi autori, tuttavia, erano più attratti dai vicini rilievi
della Montagna della Maiella e dalle diffuse manifestazioni bituminose presenti nel suo versante
settentrionale e nell„area di Alanno.
Numerosi Autori si sono inoltre occupati espressamente dello studio della geomorfologia dell„area
pedemontana abruzzese, a partire da Castiglioni (1935) e Demangeot (1965).
L‟ampia monografia di Demangeot (1965) analizza la fascia pedemontana abruzzese considerando i
depositi continentali quaternari come importante chiave nella comprensione dell‟evoluzione del
paesaggio. L‟autore riconosce diversi ordini di terrazzi per i quali tenta un‟attribuzione cronologica
in base alla correlazione con le fasi climatiche del Quaternario e mette in luce chiaramente i
fenomeni di sollevamento che hanno interessato l‟area nel Pleistocene, condizionando in maniera
importante l‟evoluzione geologica e geomorfologica di tutto il settore pedemontano adriatico.
Ambrosetti et alii (1982) riprendono tali tematiche per la realizzazione della Carta Neotettonica
d‟Italia (CNR-Progetto Finalizzato Geodinamica) e riaprono un‟importante fase di studi sul
sollevamento della catena appenninica e della fascia pedemontana, tema che ancora oggi è di
grande attualità per le implicazioni sulla tettonica recente.
Su questa base, sono stati condotti lavori mirati allo studio dei depositi alluvionali e di versante
delle valli fluviali della fascia periadriatica (Nesci & Savelli, 1986; Nesci et alii, 1991; Coltorti &
Dramis, 1988, 1995; Fanucci et alii, 1996) e allo studio della geomorfologia quantitativa, della
morfodinamica e della morfotettonica dei fiumi abruzzesi (Lupia Palmieri et alii, 1995, 1998, 2001;
Centamore et alii, 1996).
Sempre per gli aspetti geomorfologici, particolare attenzione ha suscitato, dopo il lavoro di Almagià
(1910), l‟analisi dei fenomeni franosi, che rappresentano uno degli elementi più importanti nel
modellamento dei versanti e nell‟evoluzione del paesaggio nell‟area teatina e pescarese e nell‟area
pedemontana abruzzese in generale (D‟Alessandro & Pantaleone, 1991; Buccolini et alii, 1994a,
1994b; Centamore et alii, 1997, per citare solo alcuni). Di recente i fenomeni franosi dell‟area del
foglio, come di tutta la regione, sono stati oggetto di lavori specifici di censimento e inventario
nell„ambito del Progetto IFFI (Inventario dei Fenomeni Franosi in Italia, D‟Alessandro et alii,
2007). Il rilievo dell‟Appennino centrale è quindi costituito, dal punto di vista geomorfologico, da
una serie di dorsali allungate in direzione variabile da NW-SE a N-S, separate da strette valli ad
esse parallele o da ampie depressioni intermontane sviluppatesi a seguito di una complessa
evoluzione geologico - geomorfologica tra il Neogene e il Quaternario (Dramis, 1993; Cinque,
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1993; Bartolini, 1999; Bigi et alii, 1997; Ollier, 1999). Proprio questi due ultimi processi, e la
naturale competizione con gli agenti morfosculturali, sono responsabili della formazione del rilievo
attuale. Le morfostrutture (come anche le morfotessiture) si suddividono in diversi ordini in
funzione delle dimensioni e nel lavoro di D‟Alessandro et alii, 2003 sono state analizzate le
morfostrutture di 1°, 2° e 3° ordine con dimensioni di riferimento rispettivamente di 103-104 km2,
102-103 km2 e 10-102 km
2, come sono infatti la catena (con all‟interno le singole dorsali, le valli e
le conche intermontane), la fascia pedemontana e le piane che formano il rilievo dell'Appennino
centrale (Fig. 16).
Fig. 16 - Schema morfostrutturale dell’Abruzzo centro-orientale (D’Alessandro et alii, 2003).
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Le forme principali del modellamento dell„area studiata che ricadono nel Foglio 361 Chieti, sono
riferibili pressoché a tutta la gamma dei processi geomorfologici: forme strutturali, forme di
versante dovute alla gravità, forme dovute alle acque correnti superficiali, forme carsiche, glaciali,
superfici relitte, forme di origine antropica. L„area teatina, in particolare, come gran parte della
regione abruzzese, è soggetta a dissesti geomorfologici di varia natura, a causa della diffusa
presenza di litotipi argillosi e sabbioso-conglomeratici, delle forti acclività e delle condizioni
climatiche, caratterizzate da notevoli escursioni termiche e da precipitazioni che si concentrano
disomogeneamente nello spazio e nel tempo (Almagià, 1910; D„Alessandro, 1996; D„Alessandro &
Pantaleone, 1991; Centamore et alii, 1997; D„Alessandro et alii, 2003).
Assai diffuse, nel territorio del Comune di Rapino, sono le forme dovute alle acque correnti
superficiali, d„accumulo e d„erosione. Le forme che più marcatamente caratterizzano tutta l„area
pedemontana sono i terrazzi fluviali. Oltre ai terrazzi fluviali si individuano conoidi alluvionali ben
sviluppati a ridosso della Montagna della Maiella allo sbocco dei valloni principali. Forme carsiche,
epigee e ipogee, sono presenti limitatamente sul versante della Montagna della Maiella, dove
affiorano i litotipi calcarei. Le forme glaciali, relitte e inattive sono molto diffuse sulla Montagna
della Maiella. I processi glaciali hanno fortemente influenzato il modellamento dell‟area studiata
soprattutto a causa della elevata produzione di materiale detritico che, durante le diverse fasi
glaciali pleistoceniche, è stato recapitato alla base dei versanti e allo sbocco dei valloni principali
(F. Foro), alimentando potenti ed ampie conoidi alluvionali.
Le forme dovute alla gravità sono rappresentate principalmente da frane di dimensioni e tipologie
molto variabili, che presentano un diverso stato: attive, quiescenti e inattive.
5.1 METODOLOGIE DI STUDIO
Qui di seguito vengono presentate le caratteristiche geomorfologiche emerse nell‟area studiata
attraverso un rilevamento geomorfologico alla scala 1:5.000. Per la redazione della legenda della
carta geomorfologica si è fatto riferimento al volume dell‟APAT (ex Servizio Geologico Nazionale
oggi ISPRA), 1992 - Carta Geomorfologica d’Italia - 1:50.000. Guida al rilevamento. Quaderno
serie III Vol. 4. Istituto Poligrafico e Zecca dello Stato.
Il rilevamento geomorfologico, atto a fornire un quadro morfogenetico dell‟area studiata con
ragionevoli previsioni sulle tendenze future, è stato condotto alla scala di dettaglio. In generale, i
principali processi morfogenetici vengono raggruppati in:
• Processi endogeni: tettonici, sismici e vulcanici.
• Processi esogeni (di erosione e di accumulo): gravitativi (movimenti di massa), per acque correnti
superficiali, lacustri, eolici, marini, ecc.
• Processi antropici.
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Attraverso l‟osservazione diretta del paesaggio, sono state analizzate e descritte le forme e i depositi
ad esso connessi, in relazione alle caratteristiche litostratigrafiche e strutturali del substrato,
cercando di stabilirne la genesi e la successione temporale.
L‟analisi in campagna ha permesso il riconoscimento diretto delle forme e dei processi legati a
diversi agenti morfogenetici; in particolare si è rilevata la presenza predominante delle forme
generate dall‟azione della forza di gravità e dall‟erosione delle acque correnti superficiali.
In seguito all‟individuazione di queste forme, si è prestata una particolare attenzione allo stato di
attività, quest‟ultimo fondamentale nella formulazione di ipotesi attendibili circa la futura
evoluzione geomorfologica dell‟area in studio.
Lo stato di attività delle forme si distingue in:
Attivo: rientrano in questa definizione tutte quelle forme e depositi legati a processi in atto
all‟epoca del rilevamento e/o ricorrenti a cicli stagionali.
Quiescente: le forme e i depositi sono messi in luce da evidenze geomorfologiche o
testimonianze storiche di funzionamento nell‟attuale sistema morfoclimatico e
morfodimamico e che, non avendo esaurito la loro evoluzione hanno una concreta
possibilità di riattivarsi.
Inattivo: se le forme e i depositi sono riferibili a condizioni morfoclimatiche e
morfodinamiche diverse dalle attuali, ed hanno portato a termine la loro evoluzione.
L‟attività è stata stabilita dall‟osservazione dell‟evoluzione della forma considerata, anche in tempi
brevi, soprattutto per quanto riguarda i fenomeni connessi con l‟azione delle acque correnti
superficiali, infatti, in corrispondenza di solchi di erosione, degli alveo in approfondimento, dei
calanchi si è notata un‟evoluzione, talvolta anche vistosa, soprattutto in corrispondenza dei
calanchi.
Tutte le informazioni sono state raccolte su carta geomorfologica, in scala 1:5.000 in cui sono state
distinte le varie forme, i processi, e i depositi superficiali in base agli agenti morfogenetici
principali, secondo l‟uso di diversi colori.
L‟analisi geomorfologica dell‟area è stata effettuata attraverso cinque fasi principali.
1) Reperimento della cartografia del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico
“Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi” (P.A.I.). In particolare sono stati consultati e rielaborati i
Fogli 361E e 370E della Carta delle Acclività in scala 1:25.000 (All. 4), della Carta Geomorfologica
in scala 1:25.000 (All.7) , della Carta della Pericolosità da Frana in scala 1:25.000 (All.11) e della
Carta del Rischio da Frana in scala 1:25.000 (All.12).
2) Georeferenziazione del rilievo LiDAR, commissionato dal Comune di Rapino alla Ditta OBEN
S.r.l., nel sistema di coordinate WGS 1984 UTM Zona 33N.
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3) Rilevamento di campagna delle forme e dei relativi depositi superficiali. Dall‟osservazione
diretta delle forme, dei depositi e dei processi in atto si è giunti alla rappresentazione dei dati
raccolti su carta geomorfologica in scala 1:5000.
4) Restituzione in tabelle Excel dei parametri morfometrici, litologici e geomorfologici delle
scarpate pericolose analizzate.
5) Elaborazione dei dati relativi a popolazioni di orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia e
orli di scarpata di degradazione e/o di frana e informatizzazione di tutti i dati raccolti utilizzando
ArcView GIS e QGIS. Si evidenzia che dai dati fornitici dall‟Amministrazione comunale di Rapino
e dall‟ Arch. Cipressi (trasposizione del rilievo LiDAR sulle tavole del P.R.E. di Rapino scala
1:2.000 e sul C.T.R.N. Regione Abruzzo scala 1:5.000) risulta che le quote riportate su cigli e piedi
di scarpata fanno riferimento ad un ellissoide di rotazione (quota altimetrica). Pertanto bisogna
sottrarre a tali quote 50 metri per ottenere la quota sul livello del mare (quota ortometrica).
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5.2 FATTIBILITÀ GEOMORFOLOGICA DELL’AREA IN STUDIO
L‟area studiata è stata suddivisa in Zone come da Piano Regolatore Esecutivo (Fig. 17).
Il rilevamento di campagna ha permesso il riconoscimento diretto delle forme e dei processi legati a
diversi agenti morfogenetici; in particolare si è rilevata la presenza predominante delle forme
generate dall‟azione della forza di gravità e dall‟erosione delle acque correnti superficiali.
In seguito all‟individuazione di queste forme, si è prestata una particolare attenzione allo stato di
attività, fondamentale nella formulazione di ipotesi attendibili circa la futura evoluzione
geomorfologica dell‟area in studio.
Lo stato di attività delle forme si distingue in:
Attiva: rientrano in questa definizione tutte quelle forme e depositi legati a processi in atto
all‟epoca del rilevamento e/o ricorrenti a cicli stagionali.
Quiescenti: le forme e i depositi sono messi in luce da evidenze geomorfologiche o
testimonianze storiche di funzionamento nell‟attuale sistema morfoclimatico e
morfodinamico e che, non avendo esaurito la loro evoluzione hanno una concreta possibilità
di riattivarsi.
5.2.a Forme e processi legati all’attività delle acque superficiali
Le acque superficiali incidono in maniera determinante sulla stabilità dei versanti e sulla evoluzione
geomorfologica del territorio innescando, molte volte, fenomeni erosivi e di scalzamento al piede
con formazione di fenomeni franosi.
Le forme, i processi e i depositi legati a questo tipo di erosione sono in questa zona molto
sviluppate, in relazione, naturalmente anche alla natura litologica delle aree interessate; per questo
motivo si procederà, di seguito, ad una loro descrizione completa.
5.2.a.1 Aree a dilavamento diffuso e concentrato
Le acque di scorrimento superficiale sono responsabili della formazione di forme di dilavamento
prevalentemente diffuso e concentrato.
Queste forme e processi legati alle acque superficiali si sviluppano soprattutto in destra idrografica
del Fosso l‟Arsella (posto ad est del centro storico di Rapino) ma anche nelle restanti aree d‟
impluvio dei torrenti e dei fossi come il Torrente Vesola San Martino, l‟affluente sinistro del Fosso
Fig. 17 – Quadro d’unione costruito sulla carta
geomorfologica del P.A.I. relativo alla suddivisione del
territorio di Rapino in zone come da P.R.E.
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l‟Arsella che costeggia ad ovest il centro storico di Rapino, e il Fosso Sterparo che incide più ad
ovest (Fig. 17).
5.2.a.2 Scarpate di erosione fluviale o torrentizia.
Secondo le Norme Tecniche di Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico
“Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi” (P.A.I.) le Scarpate sono le rotture naturali del pendio,
di qualsiasi origine e litologia, con angolo (a) maggiore di 45° e altezza (H) maggiore di 2 metri;
detti limiti di inclinazione ed altezza non valgono per le Scarpate di Frana attive o quiescenti (di
cui al punto 3 del presente allegato F).
Non sono considerate scarpate le pareti artificiali di cava, comprese quelle storiche o dimesse, gli
sbancamenti stradali, ecc.
Gli elementi fisici che definiscono una scarpata sono (Fig. 18):
· Ciglio: linea di rottura a monte, dove la pendenza aumenta bruscamente;
· Piede: linea di rottura a valle, dove la pendenza diminuisce bruscamente;
· Fronte: area di raccordo fra ciglio e piede;
· Angolo (a): inclinazione del fronte;
· Altezza (H): dislivello tra il ciglio ed il piede della scarpata;
· Tetto: area a monte del ciglio;
· Pedata: area a valle del piede.
Con i termini interno ed esterno si intendono la direzione dal fronte della scarpata verso
il Tetto e verso la Pedata, rispettivamente.
Fig. 18 – Fisiografia di scarpata.
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Quando il fronte presenta rotture di pendio multiple (scarpata multipla), la massima ampiezza della
pedata affinché la scarpata sia considerata unica è pari a 1/2 dell'altezza della scarpata per altezze
fino a 20 metri e, per altezze eccedenti i 20 metri, ad ulteriore 1/4 dell'altezza della scarpata.
Gli elementi cartografati sul Piano (P.A.I.) appartengono a tre categorie genetiche di scarpate a loro
volta dotate di più tipologie interne:
A - Strutturali (faglie)
B - Di Frana (nicchie di distacco)
C - Erosive (incisione di corpi sedimentari).
Sullo stesso ciglio di scarpata si può manifestare più di una di queste categorie. Sono escluse le
scarpate artificiali, nei limiti stabiliti al punto 2 del presente Allegato F.
I corpi sedimentari incisi della categoria C appartengono a quattro tipologie principali:
C1 - Terrazzo costiero
Depositi fluviali ghiaiosi e depositi litorali ghiaiosi e sabbiosi: corpi progradanti complessivamente
con granulometria dei depositi crescente verso l‟alto stratigrafico.
C2 - Terrazzo fluviale
Depositi fluviali ghiaiosi e sabbiosi: corpi a litologia mista complessivamente con granulometria dei
depositi decrescente verso l‟alto stratigrafico.
C3 - Colmamento di valle intermontana
Depositi ghiaiosi e sabbiosi del canale assiale della valle e depositi lacustri: corpi interdigitati di
litologia ghiaiosa, sabbiosa e limosa, travertini e sartumi in proporzioni varie.
C4 - Conoide pedemontana
Depositi di ghiaie e massi del sistema di canali trasversali all‟asse vallivo: corpi a litologia
grossolana crudamente stratificati con occasionali livelli di limi lateralmente discontinui.
I depositi di conoide (C4), in particolare, hanno spesso età pre-quaternaria e frequentemente
esprimono scarpate in roccia; per i fronti dei depositi sciolti di conoide, comunemente del
Quaternario recente, in letteratura è anche in uso la specifica denominazione di Scarpate in Detrito.
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All‟interno dell‟area studiata (Fig. 17) sono molto diffuse le scarpate di erosione fluviale o
torrentizia (C2) classificate ai sensi dell‟allegato F delle N.T.A. del P.A.I. come scarpate che
generano pericolosità da scarpata (Ps) (Fig. 19).
Relativamente alle zone del Piano Regolatore Esecutivo (P.R.E.) del Comune di Rapino (Fig. 17), si
andranno a descrivere i risultati ottenuti dal rilevamento geologico e geomorfologico e dalle
successive elaborazioni cartografiche derivanti dalla sovrapposizione e dall‟analisi dei dati di
campagna e pregressi (Relazione geologica del P.R.E. del Comune di Rapino redatta dal Dott. Geol.
L. Marinelli, 6.1998, Studio di Microzonazione Sismica di Livello 1 del territorio del Comune di
Rapino redatto dal Dott. Geol. Giovanni Barone, Relazione Tecnica OBEN del rilievo delle scarpate
e Fogli 361E - 370E della Carta delle Acclività in scala 1:25.000 - All. 4, della Carta
Geomorfologica in scala 1:25.000 - All.7, della Carta della Pericolosità da Frana in scala 1:25.000 -
All.11 e della Carta del Rischio da Frana in scala 1:25.000 - All.12).
Nella zona A (Centro Storico – Colle Ceso), come si può osservare in cartografia (Fig. 20), sono
presenti due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo (All.7 P.A.I.). Tali
scarpate, orientate NNE-SSW, di lunghezza pari a, rispettivamente, 1391 metri (ID A1a) e 663 (ID
A2 – foto 8 di Fig. 22), presentano acclività media di 30° - 40°. Sono poste ad ovest rispetto al
centro storico e sono costituite da conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b-
Fig. 19 – Stralcio della carta della pericolosità da
frana del P.A.I. relativo al territorio di Rapino.
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Pleistocene superiore) e da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con
intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Dal rilievo LiDAR,
commissionato dal Comune di Rapino alla Ditta OBEN S.r.l., è possibile attribuire le seguenti quote
altimetriche per quanto riguarda i cigli e i piedi di scarpata sopra descritte (Fig.21).
Fig. 20 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona del Centro Storico –
Colle Ceso (A) nel Comune di Rapino.
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Fig. 21 – Tabella zona A Centro Storico - Colle Ceso.
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Sempre nella zona A (Fig. 20), a nord del centro storico, sono presenti altre due scarpate di erosione
fluviale o torrentizia in stato non attivo (All.7 P.A.I.), orientate E-W, che rappresentano la
prosecuzione delle scarpate precedentemente descritte. La loro lunghezza è pari a, rispettivamente,
716 metri (ID A3 – foto 6 e 7 di Fig. 22) e 644 (ID A4). Tali scarpate presentano acclività media di
15° - 30° e sono costituite da conglomerati eterometrici, con clasti di 5 – 10 cm, alternati a sabbie e
limi (AVM4b-Pleistocene superiore). Dal rilievo LiDAR è stato possibile attribuire la quota
altimetrica a cigli e piedi delle scarpate (Fig.21). Nello stesso settore, poco più a nord, troviamo una
scarpata orientata E-W di egual genesi, stato di attività, acclività e composizione litologica, di
lunghezza pari a 265 metri (ID A5).
Per quanto concerne il settore posto ad est del centro storico, si osservano (Fig. 20) due orli di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente, orientati entrambi N-S, di lunghezza
pari a, rispettivamente, 814 metri (ID A6) e 906 (ID A7). Queste scarpate, aventi acclività media di
10° - 15° (Fig.21), sono costituite da argille ed argille marnose di colore grigio o grigio azzurro
laminate con intercalazioni sabbiose (FMTa Pliocene superiore – Pleistocene p.p.).
Nella porzione posta a sud del centro storico di Rapino si rileva una scarpata in stato non attivo, di
direzione variabile da N-S a NNE-SSW, di lunghezza pari a 338 metri nel primo tratto (ID A9a) e
Fig. 22 – Documentazione fotografica relativa agli orli di scarpate di erosione fluviale o torrentizia ID A2 e ID A3.
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36 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
264 metri nel secondo tratto (ID A9b). Le scarpate di cui sopra, aventi acclività media di 15°- 30°,
sono costituite da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di
sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Per le quote relative al ciglio e al piede si
rimanda alla tabella di figura 21. Immediatamente più a sud si osserva un orlo di scarpata, in stato
non attivo, orientato NNW-SSE, avente una lunghezza pari a 343 metri (ID A10). Questa scarpata
presenta una acclività media di 15°- 30° ed è costituita da conglomerati clasto sostenuti in matrice
sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore).
Attraverso il rilievo LiDAR è stato possibile attribuire le quote del ciglio e del piede di tale scarpata
(Fig. 21). Infine, nel settore posto ad ovest del centro storico, precisamente a S-W, sono stati
cartografati altri due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientati
NNE-SSW e di lunghezza pari a, rispettivamente, 1245 metri (ID A11) e 1287 metri (ID A12).
Queste scarpate presentano acclività media di 15° - 30° (ID A11) e 10° - 15° (ID A12) e sono
costituite rispettivamente da conglomerati eterometrici, con clasti di 5 – 10 cm, alternati a sabbie e
limi (AVM4b-Pleistocene superiore) e da argille ed argille marnose di colore grigio o grigio azzurro
laminate con intercalazioni sabbiose (FMTa Pliocene superiore – Pleistocene p.p.). Per le quote,
ottenute dal rilievo LiDAR, relative ai cigli e ai piedi di scarpata, si rimanda anche in questo caso
alla tabella di figura 21.
Nella zona B (Case Nuove - Ortaglio), osservando in cartografia (Fig. 23), sono presenti due orli di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente (All.7 P.A.I.), orientati NNW-SSE, di
lunghezza pari a, rispettivamente, 304 metri (ID B2) e 317 metri (ID B3). Tali scarpate, aventi
acclività media 10° - 15°, poste nel settore centro-orientale della zona B, precisamente ad est della
località Case Nuove, sono costituite da argille ed argille marnose di colore grigio o grigio azzurro
laminate con intercalazioni sabbiose (FMTa Pliocene superiore – Pleistocene p.p.). Si precisa che
gran parte della zona B non è coperta dal rilievo LiDAR pertanto è stata usata come cartografia base
la Carta Tecnica Regionale in scala 1:5.000.
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37 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
Nel settore centrale della zona B (Fig. 23), precisamente a sud di Case Nuove, sono presenti altri
due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente (All.7 P.A.I.), orientati
NNE-SSW, la cui lunghezza è pari a, rispettivamente, 920 metri (ID B4) e 1200 (ID B5). Queste
scarpate presentano acclività media di 15° - 30° e sono costituite da argille ed argille marnose di
colore grigio o grigio azzurro laminate con intercalazioni sabbiose (FMTa Pliocene superiore –
Pleistocene p.p.). Verso il settore meridionale della zona B troviamo due scarpate; la prima,
orientata NNE-SSW, di egual genesi, stato di attività e composizione litologica rispetto alle scarpate
precedentemente descritte, avente una lunghezza pari a 1040 metri (ID B6a) e una acclività media
di 15° - 40°, e la seconda, con direzione NE-SW, la cui lunghezza è pari a, 702 metri (ID B7).
Questa scarpata, avente anch‟essa acclività media di 15° - 40°, è costituita da conglomerati clasto
sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene
superiore) e rappresenta la prosecuzione della scarpata B5 descritta in precedenza. Le quote
ortometriche (metri s.l.m.) relative ai cigli di scarpata sono state ricavate dal C.T.R.N. della
Regione Abruzzo scala 1:5.000. Tali quote, cosi ricavate, sono state convertite in quote altimetriche
aggiungendo l‟ellissoide di rotazione (cfr. Cap. 1.1).
Fig. 23 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Case Nuove - Ortaglio (B)
nel Comune di Rapino.
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Per quanto concerne il settore posto a SW di Case Nuove, si osservano due orli di scarpata di
erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente, orientati entrambi N-S, di lunghezza pari a,
rispettivamente, 280 metri (ID B8) e 299 metri (ID B9). Tali scarpate, aventi acclività media di 10°
- 15°, sono costituite da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni
di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore).
Sempre nella zona B (Fig. 23), ad ovest di Case Nuove, è stato rilevato un orlo di scarpata di
erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, distinto in due segmenti orientati N-S e NNW-
SSE. La lunghezza dei due segmenti è pari a, rispettivamente, 924 metri (ID B10a) e 304 metri (ID
B10b – foto 9 Fig. 24).
L‟acclività media risulta essere di 30° - 40° e questi due tratti di scarpata presentano una
composizione litologica costituita da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con
intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Dal rilievo LiDAR è stato
possibile attribuire una quota ai cigli e ai piedi di tali scarpate (Fig.25).
Infine è stato individuato e cartografato un orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato
non attivo che costeggia ad est località Case Nuove. La scarpata presenta direzione NNE-SSW,
lunghezza pari a 761 metri (ID B11) e acclività media uguale a 10° - 15°. Dal punto di vista
litologico è costituita da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni
Fig. 24 – Documentazione fotografica relativa agli orli di scarpate di erosione fluviale o torrentizia ID B10b e ID C1a.
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39 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Per le quote, ottenute dal rilievo LiDAR,
relative ai cigli e ai piedi di scarpata, si rimanda anche in questo caso alla tabella di figura 25.
Nella zona C (Vicenne - Contrada Foce), come da suddivisione P.R.E. del Comune di Rapino (Fig.
17), osservando in cartografia (Fig. 26) si rileva la presenza di un orlo di scarpata di erosione
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Fig. 25 – Tabella zona B Case Nuove - Ortaglio.
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fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientato NNE-SSW, di lunghezza pari a 1941 metri (ID
C1a - foto 10 Fig. 24). Tale scarpata, avente acclività media pari a 15° - 30°, posta nel settore centro
meridionale della zona e a SW rispetto al centro storico, rappresenta la prosecuzione naturale della
scarpata indicata con ID A1a ed è costituita da conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi
(AVM4b-Pleistocene superiore). Dal rilievo LiDAR, eseguito dalla Ditta OBEN S.r.l., è stato
possibile attribuire le quote altimetriche relative a ciglio e piede di scarpata (Fig.27).
In figura 26, nel settore centro-orientale della zona C, nei pressi della località Vicenne, sono
presenti altri due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, suddivisi
rispettivamente in tre e due segmenti. Per quanto riguarda l‟orlo contrassegnato con l‟ID C2, esso è
suddiviso in C2a, C2b e C2c; i tre segmenti sono orientati rispettivamente N-S, NNE-SSW e N-S e
presentano una lunghezza pari a 312 (C2a), 428 (C2b) e 325 metri (ID C2c). Queste scarpate hanno
acclività media di 15° - 30° e sono costituite da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso
siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Per le quote,
ottenute dal rilievo LiDAR, relative ai cigli e ai piedi di scarpata, si rimanda anche in questo caso
alla tabella di figura 27. Sempre rimanendo nel settore di SW rispetto al centro storico di Rapino si
osserva l‟orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia contrassegnato con l‟ID C3. Il primo
Fig. 26 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Vicenne - Contrada Foce
(C) nel Comune di Rapino.
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41 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
segmento (ID C3a), orientato NNW-SSE, avente una lunghezza pari a 718 metri, classificato come
non attivo, è costituito da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con
intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore). Il segmento (ID C3b)
presenta egual genesi, acclività (15° - 30°) e composizione litologica mentre si differenzia per
lunghezza (pari a 441 metri) e stato di attività (quiescente). Le quote, relative a cigli e piedi di
scarpata, sono consultabili nella tabella (Fig.27).
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Fig. 27 – Tabella zona C Vicenne - Contrada Foce.
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Infine, nel settore occidentale della zona C (Fig. 26), nei pressi di Contrada Foce, sono stati
rilevati due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente (All.7 P.A.I.),
orientati NNE-SSW, la cui lunghezza è pari a, rispettivamente, 1759 metri (ID C4) e 1530 metri
(ID C5). Queste scarpate presentano acclività media di 15° - 30° e sono costituite da conglomerati
eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b - Pleistocene superiore).
Come da quadro d‟unione relativo alle zone del P.R.E. del Comune di Rapino (Fig. 17),
proseguendo verso nord si passa alla descrizione della zona D denominata Coste Micucci -
Madonna della Libera (Fig. 28). Nel settore nord di suddetta zona, nei pressi della zona industriale
di Rapino, è presente un orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente, situato
in destra idrografica del Fosso Sterparo, orientato NNE-SSW, avente una lunghezza pari a 576
metri (ID D1) e acclività media di 10° - 15°. Tale scarpata è composta da conglomerati eterometrici
alternati a sabbie e limi (AVM4b Pleistocene superiore). Le quote relative a ciglio e piede di
scarpata sono state attribuite e inserite all‟interno della tabella di figura 29.
Sempre nella zona D (Fig. 28), rispettivamente in sinistra e destra idrografica del Fosso Sterparo,
sono presenti altri due orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente (All. 7
P.A.I.), orientati NNE-SSW e E-W e aventi acclività media di 10° - 15°. La loro lunghezza è pari a
Fig. 28 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Coste Micucci -
Madonna della Libera (D) nel Comune di Rapino.
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120 metri (ID D2) e 138 (ID D3). Dal punto di vista litologico sono costituite da conglomerati
eterometrici, con clasti di 5 - 10 cm, alternati a sabbie e limi (AVM4b - Pleistocene superiore). Dal
rilievo LiDAR è stato possibile attribuire le quote ai cigli e ai piedi di tali scarpate (Fig. 29).
Nel settore nord, a SW rispetto alla scarpata contrassegnata con l‟ID D1, sono presenti due orli di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente, situati rispettivamente in destra e
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Fig. 29 – Tabella zona D Coste Micucci -
Madonna della Libera.
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sinistra idrografica del Fosso Sterparo, orientati N-S e NNE-SSW, aventi lunghezza pari a 335 (ID
D4) e 942 metri (ID D5) e acclività media di 10° - 15°. Suddette scarpate sono composte da
conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b Pleistocene superiore). Anche in questo
caso, le quote relative a ciglio e piede di tale scarpata sono state attribuite e inserite all‟interno della
tabella di figura 29.
Infine, ancora più ad ovest rispetto alla zona industriale, è presente un orlo di scarpata di erosione
fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientato NNE-SSW, di lunghezza pari a 595 metri (ID D6)
e avente acclività media di 10° - 15°. Questa scarpata è costituita da conglomerati clasto sostenuti in
matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b - base del Pleistocene
superiore).
All‟interno della zona E (Madonna di Carpineto - Borgo Piano Giardino), nei pressi del Campo
Sportivo Comunale, come si può osservare in cartografia (Fig. 30), sono presenti due orli di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientati NNE-SSW, di lunghezza pari
a, rispettivamente, 499 metri (ID E1) e 780 metri (ID E2 – foto 1 e 2 Fig. 30 ). Tali scarpate, aventi
acclività media di 15° - 30°, sono costituite da conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi
(AVM4b-Pleistocene superiore). Dal rilievo LiDAR è stato possibile attribuire le quote altimetriche
relative a cigli e piedi delle scarpate (Fig.31).
Fig. 29 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Madonna di
Carpineto - Borgo Piano Giardino (E) nel Comune di Rapino.
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Nel settore centro-orientale, nelle vicinanze di Madonna di Carpineto, si osserva un gruppo di 4
scarpate di erosione fluviale o torrentizia. Si tratta, nello specifico, delle scarpate contrassegnate con
ID E3-E4-E5 e E6. La prima (ID E3), situata in sinistra idrografica rispetto al Torrente - Vesola San
Martino, in stato non attivo e con orientazione N-S, è caratterizzata da una lunghezza pari a 709
metri e da una litologia costituita da conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b-
Pleistocene superiore). L‟acclività media è corrispondente a quella delle scarpate descritte in
precedenza (10° - 15°). La seconda scarpata (ID E4), anch‟essa posta in sinistra idrografica del
Torrente Vesola - San Martino, orientata NNE-SSW, di lunghezza pari a 404 metri e costituita da
conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b-Pleistocene superiore), è stata
classificata come quiescente. Per quanto riguarda l‟acclività media, essa è indicata pari a 15° - 30°.
Infine le ultime due scarpate di erosione fluviale o torrentizia, situate ad est di Madonna di
Carpineto e poste, rispettivamente, in sinistra (ID E5) e destra (ID E6) idrografica del Torrente
Vesola - San Martino, sono classificate come quiescenti. Suddette scarpate presentano direzione N-
S e NNE-SSW, lunghezza pari a 295 metri (ID E5) e 942 metri (ID E6) e acclività media uguale a
15° - 30°. Dal punto di vista litologico sono costituite da conglomerati eterometrici alternati a
sabbie e limi (AVM4b-Pleistocene superiore). Per le quote, ottenute dal rilievo LiDAR, relative ai
cigli e ai piedi di scarpata, si rimanda alla tabella di figura 31.
Fig. 30 – Documentazione fotografica relativa a l’orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia ID E2.
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Nel settore orientale di questa zona (Fig. 29), nei pressi della località Arsenale, è presente un orlo di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientato N-S, avente una lunghezza
pari a 431 metri (ID E7) e acclività media di 15° - 30°. Tale scarpata è composta da conglomerati
clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del
Pleistocene superiore).
Nel settore occidentale, in prossimità delle località Coste Micucci e Casa Martino, sono presenti
altri tre orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo (All.7 P.A.I.), orientati
NE-SW, la cui lunghezza è pari a, rispettivamente, 177 metri (ID E8), 212 (ID E9) e 87 (E10).
Queste scarpate presentano acclività media di 15° - 30° e 10° - 15° e sono costituite da
conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi
(AVM1b-base del Pleistocene superiore). Le quote relative a ciglio e piede di scarpata sono state
attribuite e inserite all‟interno della tabella di figura 31.
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Fig. 31 – Tabella zona E Madonna di Carpineto - Borgo Piano Giardino.
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48 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
La zona F (Borgo Lucina) comprende i fabbricati a nord del centro storico, il Cimitero comunale e
località Col di Lana. A NW, in corrispondenza della rotatoria della Strada Statale N. 263 Val di
Foro, in località Coste dei Micucci, si osserva un orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia,
in stato non attivo, orientato anch‟esso NE-SW, di lunghezza pari a 207 metri (ID F1) e costituito
da conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi
(AVM1b-base del Pleistocene superiore). L‟acclività media è pari a 15° - 30°.
Dalla cartografia (Fig. 32), ad ovest del Cimitero si nota la presenza di una scarpata di erosione
fluviale in stato non attivo, con direzione N-S, che costeggia la Strada Statale N.263 Val di Foro.
Tale scarpata, di lunghezza pari a 371 metri (ID F2), è costituita da conglomerati clasto sostenuti in
matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi (AVM1b-base del Pleistocene superiore)
e presenta una acclività media di 15° - 40°. Immediatamente a nord del Cimitero, individuato in
destra idrografica del Fosso l‟Arsella, si osserva un orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia
in stato non attivo. Suddetta scarpata è suddivisa in due tratti orientati, rispettivamente, N-S (ID
F3a) e NNW-SSE (ID F3b) e di lunghezza pari a 125 e 416 metri. Entrambi sono costituiti da
conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b-Pleistocene superiore) e presentano
acclività media pari a 10° - 15°. I dati relativi alle quote sono riportati parzialmente nella tabella di
figura 33.
Fig. 32 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Borgo Lucina
(F) nel Comune di Rapino.
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49 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
Poco più a nord si identifica un orlo di scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato quiescente,
anch‟esso suddiviso in due tratti orientati, rispettivamente, NNE-SSW (ID F4a) e N-S (ID F4b) e di
lunghezza pari 128 e 580 metri. Questa scarpata presenta una acclività media di 10° - 15° ed è
costituita da sabbie, ghiaie e limi fluviali dell'alveo e della piana alluvionale attuale, conglomerati e
sabbie dei conoidi ad essa eteropici (Olob-Olocene).
Infine, in destra idrografica rispetto al Fosso l‟Arsella, è presente una scarpata di erosione fluviale o
torrentizia in stato quiescente, di lunghezza pari a 487 metri (ID F5) e orientazione N-S. L‟acclività
media risulta essere di 10 ° - 15° mentre dal punto di vista litologico, tale scarpata, è costituita da
conglomerati clasto sostenuti in matrice sabbioso siltosa con intercalazioni di sabbie e limi
(AVM1b-base del Pleistocene superiore).
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Fig. 33 – Tabella zona F Borgo Lucina.
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50 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
L‟ultima zona (G - Borgo Pretara, Fig. 34), situata a NW dell‟area di studio, è caratterizzata dalla
presenza di soli tre orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia localizzati a nord della zona
industriale nei pressi di località Pretara.
Le prime due scarpate in stato quiescente, orientate NNE-SSW, aventi lunghezza pari a,
rispettivamente, 515 metri (ID G1 - sinistra idrografica Fosso Sterparo) e 574 metri (ID G2 - destra
idrografica Fosso Sterparo), presentano un‟acclività media di 10° - 15° e sono costituite da
conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b - Pleistocene superiore). I dati relativi
alle quote sono riportati parzialmente nella tabella di figura 35. In fine si rileva un piccolo orlo di
scarpata di erosione fluviale o torrentizia in stato non attivo, orientato NE-SW, di lunghezza pari a
130 metri (ID G3). Tale segmento si è originato ed è costituito da conglomerati clasto sostenuti in
matrice sabbioso – siltosa con intercalazioni di sabbie e limi del Pleistocene superiore (AVM1b).
QUOTA CIGLIO (altimetrica) QUOTA PIEDE (altimetrica) ACCLIVITÀ (°) LUNGHEZZA (m) DIREZIONE
(AVM4b)
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(AVM4b)
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Conglomerati eterometrici,
con clasti di 5-10 cm alternati
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superiore
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Fig. 34 – Carta geomorfologica sovrapposta alla carta della pericolosità da frana del P.A.I. relativa alla zona di Borgo Pretara
(G) nel Comune di Rapino.
Fig. 35 – Tabella zona G Borgo Pretara.
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51 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
5.2.a.3 L’approfondimento dell’alveo
L‟analisi dei corsi d‟acqua che insistono nel sub bacino del Torrente Vesola San Martino, del sub
bacino del Torrente l‟Arsella (foto 3 di Fig. 36) e dei fossi principali (Fosso San Siro, Fosso
Sterparo e Fosso Balzanello) ha evidenziato la presenza di tratti di alveo in approfondimento.
5.2.b Processi, forme e depositi legati alla gravità
L‟azione dell‟attività gravitativa nell‟area in esame interessa le zone che insistono sulle formazioni
prevalentemente argillose. Questo fenomeno non può prescindere dalla presenza di coltri
superficiali eluvio – colluviale e/o depositi detritici, più o meno spessi, responsabili in parte di detti
movimenti. Spesso, infatti i fenomeni franosi sono in relazione alle coltri di alterazione superficiali
e sono rappresentati da movimenti di scorrimento e colamento, che possono coinvolgere masse
alterate della formazione limoso-argillosa. Le azioni che alterano gli equilibri naturali di un versante
sono molteplici: le principali cause predisponenti sono quelle connesse ai fattori geologici,
morfologici e idrogeologici come la forma e le dimensioni dei corpi geologici, la diversità
litologica, la giacitura degli strati, l‟alterazione, la permeabilità e la pendenza e quelle determinanti
legate alla combinazione di più fattori, compresi quelli dovuti al decadimento delle proprietà
meccaniche dei terreni interessati anche a seguito di un evento sismico.
Fig. 36 – Documentazione fotografica relativa all’approfondimento degli alvei torrentizi.
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52 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
5.2.b.1 Le frane
Le frane sono state definite da Varnes come un movimento controllato dalla gravità che può essere
superficiale o profondo, rapido o lento, in roccia o in terra.
CLASSIFICAZIONE DELLE FRANE PROPOSTA DA VARNES
La classificazione del Varnes si basa sulla tipologia della superficie di scorrimento e
subordinatamente sul tipo di materiale coinvolto nella frana.
In questa trattazione si terrà conto esclusivamente delle tipologie che coinvolgono i versanti
esaminati.
Cause predisponenti: rocce lapidee massive o stratificate, fratturate, alterate e/o carsificate in
versanti molto ripidi.
Cause determinanti: escursione termica, gelo e disgelo, azione erosiva di acque superficiali alla
base del versante, sollecitazioni sismiche e azioni antropiche.
A) Crolli
Per crollo si intende il movimento di caduta in aria libera di materiali di qualunque dimensione e
tipologia (rocce, detriti e terre). È un fenomeno da rapido a estremamente rapido, caratteristico di
pendii molto acclivi, fino ad essere aggettanti (Fig. 37).
Generalmente il distacco avviene in corrispondenza di superfici di discontinuità molto inclinate e
preesistenti, non sono rare comunque le superfici di neoformazione. Tali discontinuità sono
costituite generalmente da: giunti di stratificazione, piani di faglia, fratturazione tettonica,
fessurazione di varia natura, piani di scistosità o di laminazione, superfici di contatto tra materiali
aventi caratteristiche geomeccaniche differenti.
Fig. 37 - Frana per crollo (Varnes, 1958 ).
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53 Dott. Geol. Antonio Carabella PhD - Studio di geologia e indagini sismiche - Via Don Minzoni, 51 66016 Guardiagrele (CH) 3384795133
I materiali spostati quando raggiungono il piano campagna, se la morfologia lo consente, possono
continuare il movimento a salti e rimbalzi lungo il versante. Il distacco iniziale, la caduta a terra e i
successivi impatti possono provocare un‟intensa frantumazione del materiale coinvolto, in diversi
elementi di dimensioni molto variabili.
Il materiale accumulato alla base dei versanti, se le condizioni morfologiche lo consentono, può
essere coinvolto in successivi movimenti gravitativi.
I fenomeni di crollo presentano un‟elevata pericolosità causata dall‟alta energia cinetica coinvolta,
dai tempi di evoluzione estremamente rapidi (dell‟ordine dei secondi) e da una notevole difficoltà di
previsione.
Tale tipologia di frana è diffusa lungo i versanti del centro storico di Rapino. Ne sono un esempio i
numerosi crolli in materiale detritico - ghiaioso sabbioso che ha interessato le zone di San Giovanni
(Codice IFFI 0690079500) e di San Lorenzo (Codice IFFI 0690610100).
Fig. 38 – Carta geomorfologia relativa alle frane da crollo presenti lungo i versanti del centro storico di Rapino.
Fig. 46 – Carta geomorfologica della zona del centro storico di Rapino dove si evidenziano le frane da crollo in materiale
detritico - ghiaioso sabbioso che hanno interessato le zone di San Giovanni (Codice IFFI 0690079500) e di San Lorenzo (Codice
IFFI 0690610100).
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B) Ribaltamenti (topples)
Cinematica: moto di ribaltamento frontale del materiale che ruota intorno ad un punto posto al di
sotto del baricentro della massa. Si possono avere successivi sviluppi in crolli e/o scorrimenti.
Cause predisponenti: rocce non lapidee costituenti, ad esempio, terrazzi morfologici composti da
detrito e rocce lapidee massive o stratificate, fratturate, alterate e/o carsificate in versanti molto
ripidi.
Cause determinanti: escursione termica, gelo e disgelo, azione erosiva di acque superficiali alla
base del versante (caso dei terrazzi morfologici), sollecitazioni sismiche e azioni antropiche.
C1) Scorrimenti traslativi (rock slide)
Cinematica: moto di traslazione del materiale per superamento della resistenza al taglio. Il
movimento avviene lungo superfici di discontinuità poco scabrose e preesistenti (stratificazioni,
laminazioni, fratturazioni ecc).
Cause predisponenti: rocce a comportamento plastico (terre e detrito), rocce lapidee massive o
stratificate, fratturate, alterate e/o carsificate a franapoggio uguale o minore del versante.
Cause determinanti: escursione termica, gelo e disgelo, azione erosiva di acque superficiali alla
base del versante, sollecitazioni sismiche, azioni antropiche. Quindi tutte le cause naturali e non
che fanno diminuire la resistenza al taglio lungo le superfici di discontinuità.
Questa tipologia di frana è presente nella zona B di Case Nuove – Ortaglio rispettivamente con un
orlo di scarpata di degradazione e/o di frana in stato attivo (Codice IFFI 0690466700 – ID B6b –
Fig. 41) e un orlo quiescente (Codice IFFI 0690486900 – ID B12).
Fig. 39 - Frana per ribaltamento (Varnes, 1958 ).
Fig. 40 - Frana per movimento traslativo (Varnes, 1958 ).
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Ad ovest del capoluogo (Zona A Centro Storico – Colle Ceso Fig. 20) è presente un corpo di frana
di egual cinematismo ma in stato non attivo con una scarpata di frana con stesso stato di attività
(Codice IFFI 0690487100 – ID A13 Fig. 42).
C2) Scorrimenti rotazionali (rock slump)
Cinematica: moto di rotazione del materiale che avviene attorno ad un punto esterno al versante.
Tale punto di rotazione risulta situato al di sopra del baricentro della massa in movimento. Il
movimento lungo la superficie di neoformazione avviene per superamento della resistenza al taglio
del materiale. Tale tipologia di movimento interessa sia rocce che terreno sciolto. La morfologia
risultante dopo l‟innesco di tale tipologia di frana é data da una forma arcuata.
Fig. 41 – Stralcio della carta geomorfologica del P.A.I. relativo alle frane della zona B di Case Nuove – Ortaglio (Codice IFFI
0690466700 ID B6b - Codice IFFI 0690486900 – ID B12).
Fig. 42 – Stralcio della carta geomorfologica del P.A.I. relativo alla frana della zona A del Centro Storico – Colle Ceso (Codice
IFFI 0690487100 – ID A13).
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Cause predisponenti: presenza di sequenze sedimentarie a comportamento plastico nella maggior
parte dei casi e subordinatamente a comportamento attritivo come arenarie e similari.
Cause determinanti: infiltrazione di acque meteoriche o antropiche, sollecitazioni sismiche e
azioni antropiche quali sbancamenti, trincee e appesantimenti dei versanti.
Frane per scorrimento rotazionale in stato quiescente sono presenti nel sub-bacino del Torrente
l‟Arsella (Fig.44) . Sia in destra idrografica (Codice IFFI 0690487600) che in sinistra idrografica
(Codice IFFI 0690027000) del sopracitato torrente sono presenti anche i loro orli di scarpata di
frana anch‟essi in stato quiescente (ID A8 – Fig. 21, ID B1 – Fig. 24).
Fig. 43 - Frana per scorrimento rotazionale (Varnes, 1958 ).
.
Fig. 44 – Stralcio della carta geomorfologica del P.A.I. relativo alle frane della zona A del
Centro Storico – Colle Ceso (Codice IFFI 0690487600 ID A8 - Codice IFFI 0690027000 ID B1)
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D) Espansioni laterali (lateral spreads)
Cinematica: il movimento interessa masse rocciose lapidee fratturate e sovrapposte a rocce a
comportamento molto plastico. Il movimento si realizza per mobilitazione dei blocchi lapidei
fratturati a comportamento rigido che seguono e accentuano le deformazioni presenti nel sottostante
litotipo a comportamento plastico.
Cause predisponenti: rocce/terreni a comportamento plastico sovrastate da rocce lapidee massive
o stratificate e/o fratturate a comportamento rigido.
Cause determinanti: incremento delle pressioni interstiziali del substrato plastico o del carico
piezometrico nelle rocce rigide sovrastanti spesso con elevata permeabilità per fratturazione.
E) Colamenti
Cinematica: come dice la parola stessa tali frane danno origine a vere e proprie colate che possono
essere in roccia o in terra. In quest‟ultimo caso, frequentemente la colata si ha per raggiungimento
del limite liquido dei terreni coinvolti (argille, argille limose e limi argillosi). La superficie di
scorrimento non è mai ben definita, si parla infatti di “banda di scorrimento”.
Colate in rocce lapidee: lente colate con annesse deformazioni plastiche che interessano sequenze
stratigrafiche in giacitura molto inclinata. La velocità di tali colate varia in base al contenuto in
acqua.
Colate in terra: movimenti plastici a velocità molto variabile. Si possono individuare i seguenti tipi
di colate:
debris flow (colate di detrito molto rapide)
block flow (colate rapide di blocchi)
soil creep (colate superficiali estremamente lente)
soliflusso (lobi superficiali estremamente lenti)
silt flow (colate di limi da rapide a molto rapide)
wet sand or silt flow (colate rapide di sabbia satura o di limi saturi)
earth flow (colate di terra da rapide a molto rapide)
dry sand flow (colate rapide di sabbia asciutta)
loess flow (colate rapide di loess)
Fig. 45 - Frana per espansioni laterali (Varnes, 1958 ).
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Cause predisponenti: substrati argillosi, arenaceo – sabbiosi alterati e coltri eluvio – colluviali
accompagnati a morfologia acclive e presenza di acqua sono da ritenersi cause predisponenti.
Cause determinanti: incremento delle pressioni interstiziali e raggiungimento del limite plastico.
F) Frane complesse
Cinematica: combinazioni tra le tipologie di frane sopra citate di cui non è possibile definire
correttamente l‟estensione considerando che possono agire in concomitanza oppure in diversi stadi.
Fig. 46 - Frana per colamento (Varnes, 1958 ).
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6 ZONAZIONE E FATTIBILITÀ GEOMORFOLOGICA
Al fine di ottenere una compatibilità geologica generale degli interventi e delle previsioni, rispetto
alla strumentazione urbanistica vigente nel Comune di Rapino, si è provveduto alla elaborazione di
una zonazione del territorio interessato dalla Variante del Piano Regolatore Esecutivo.
Partendo dalla Relazione geologica del P.R.E. del Comune di Rapino, redatta dal Dott. Geol. L.
Marinelli, 6.1998, si sono sovrapposti ad essa gli elaborati geologici e geomorfologici nonché la
Carta dell‟Acclività specie nelle aree non perimetrie del suddetto studio.
In particolare alla Carta di Stabilità – Edificabilità (Dott. Geol. L. Marinelli, 1998) sono state
sovrapposte la Carta Geologica (Sezione Orsogna 1:10.000 Foglio 361 “Chieti”), la Carta
Geomorfologica in scala 1:5.000, la Carta delle Acclività (All. 4 del Piano Stralcio di Bacino per
l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”) e gli elaborati cartografici dello
Studio di Microzonazione Sismica di Livello 1 del territorio del Comune di Rapino redatto dal Dott.
Geol. Giovanni Barone. In una prima fase, dopo aver elaborato una carta geomorfologica relativa
alle singole aree di progetto del P.R.E. (vedi cap. 5), si è provveduto ad una rielaborazione della
carta di pericolosità da frana (Fig. 47) esclusivamente per quanto riguarda la pericolosità da
scarpata (Ps) utilizzando in modo critico anche il rilievo LiDAR.
Fig. 47 – Carta della Pericolosità da frana modificata riguardante la zona del Centro Storico – Colle Ceso.
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Successivamente si è provveduto alla georeferenziazione delle tavole relative alla Codificazione
delle strategie Coerenti: Zonizzazione Centro Storico – Colle Ceso, Zonizzazione Case Nuove –
Ortaglio, Zonizzazione Madonna di Carpineto – Borgo Piano Giardino, Zonizzazione Coste
Micucci – Madonna della Libera, Zonizzazione Borgo Lucina, Zonizzazione Borgo Pretara e
Zonizzazione Vicenne – Contrada Foce, al fine di valutare gli interventi proposti sul territorio dalla
Variante del Piano Regolatore Esecutivo del Comune di Rapino. Tali tavole, cosi georeferenziate,
sono state sovrapposte alla carta di pericolosità da frana modificata (Fig. 48).
In una fase successiva, avvalendosi della consultazione della Carta di Stabilità – Edificabilità,
redatta dal Dott. Geol. L. Marinelli per il P.R.E. si è potuto effettuare una valutazione cartografica
relativa alla pericolosità da scarpata. Tale valutazione riguarda, in particolare, l‟edificato esistente e
le aree interessate dal Piano Regolatore Esecutivo del territorio comunale.
Fig. 48 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione Centro Storico – Colle Ceso.
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6.1 CARTA DELL’ACCLIVITÀ
I fattori morfologici desunti dalle C.T.R.N. in possesso, hanno permesso la realizzazione della Carta
dell‟Acclività nella quale il territorio comunale viene classificato in relazione al valore
cliviometrico rilevato. Tale Carta assume particolare rilevanza in quanto evidenzia la potenziale
instabilità dei versanti determinata, in primo luogo, dai fattori geometrici di forma, lunghezza ed
altezza. Per la realizzazione della Carta delle Acclività è necessario stabilire a priori il numero e
l‟ampiezza delle classi di pendenza. Il numero varia generalmente da 2 a 10 mentre l‟ampiezza
dell‟intervallo dei valori di ciascuna classe può essere fissa o variabile.
Il Centro di Studi Fitosociologici ed Ecologici di Montpellier, in accordo con diversi autori (Guerra,
Motriol, 1978), propone la classificazione riportata nella Figura 49:
Classe Pendenze % Tipo di rilievo
I 0 – 2 pianeggiante
II 3 – 5 soave
III 6 – 8 moderato
IV 9 – 15 moderatamente accentuato
V 16 – 25 accentuato
VI > 25 molto accentuato
Il servizio di conservazione del suolo degli USA, ha proposto una classificazione morfologica in
base alla pendenza, secondo lo schema riportato nella figura 50:
Morfologia Pendenza in %
1 – Zone pianeggianti < 3
2 – Zone con pendenze soavi 3 – 10
3 – Zone con pendenze moderate 10 – 20
4 – Zone con pendenze accentuate 20 – 30
5 – Zone con pendenze molto accentuate 30 – 50
6 – Scarpate > 50
Fig. 49 - Classi di pendenza secondo il Centro di Studi Fitosociologici ed Ecologici di Montpellier.
Fig. 50 - Classi di pendenza secondo il servizio di conservazione del suolo USA.
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Stante lo scopo applicativo della carta prodotta è stato deciso di “pesare” le varie classi di acclività
eseguendo un‟analisi statistica che tenesse conto della frequenza delle frane per i diversi valori di
pendenza.
Le classi di acclività utilizzate nella legenda sono state quindi scelte effettuando una analisi
preventiva di supporto decisionale, basata sui risultati dell‟incrocio del file Grid delle pendenze
reali prodotto nell‟ambito del presente lavoro, con le frane areali così come risultanti dalle carte
geomorfologiche Cotir (Bacino del Fiume Sangro) e Aquater (aggiornata dal Dipartimento di
Scienze della Terra dell‟Università di Chieti) opportunamente vettorializzate. Tale incrocio ha
permesso di calcolare per ciascun corpo di frana la pendenza media ed altre grandezze statistiche
utili alla determinazione dell‟intervallo di pendenze nel quale si innesca un dato fenomeno franoso.
I risultati di questo incrocio, esplicitati nella tabella seguente, mostrano come alcuni fenomeni di
dissesto lento si inneschino già a partire da acclività tra i 3° ed i 5°, salendo per raggiungere un
massimo in corrispondenza delle acclività tra 10° e 30°, per poi ridiscendere.
Media delle acclività riscontrate
nel corpo frana Quantità di occorrenze
0° e 3° 83
3° e 5° 108
5° e 10° 932
10° e 15° 1.792
15° e 30° 1.904
30° e 45° 148
> 45° 3
In figura 52 è riportato lo stralcio della Carta delle Acclività del territorio del comune di Rapino.
Nella stessa immagine (Fig. 52) è illustrata la legenda con le classi di acclività istituite per la
realizzazione della Carta delle Acclività.
Le classi individuate sono le seguenti:
CLASSE 0°-3°
Pendenza compresa tra lo 0% ed il 5%.
CLASSE 3°-5°
Pendenza compresa tra il 5% ed il 9%
CLASSE 5°-10°
Pendenza compresa tra il 9% ed il 18%
CLASSE 10°-15°
Pendenza compresa tra il 18% ed il 27%
CLASSE 15°-30°
Pendenza compresa tra il 27% ed il 58% CLASSE 30°-45°
Pendenza compresa tra il 58% ed il 100%
CLASSE >45°
Pendenza maggiore del 100%
Fig. 51 - Valori di acclività delle frane cartografate dalle carte geomorfologiche Aquater e Cotir.
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Fig. 52 - Stralcio della Carta delle Acclività del territorio del comune di Rapino.
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6.2 CARTA DELLA STABILITÀ – EDIFICABILITÀ
Si andranno qui a descrivere le classi proposte nella Carta della Stabilità – Edificabilità (Dott.
Geol. L. Marinelli, 1998) individuate secondo le seguenti caratteristiche:
Aree stabili – edificabili
Aree strutturate da depositi alluvionali pleistocenici ghiaiosi e da argille siltose calabriane con
acclività inferiore a 10%.
Aree mediamente stabili – edificabili
Aree strutturate dalle argille siltose calabriane con acclività compresa tra il 10% e il 20%.
Irrilevanti le isole instabili.
Aree instabili – inedificabili
Versanti strutturati dalle argille siltose calabriane con acclività superiori al 20% ed alvei dei corsi
d‟acqua torrenziali.
Tale carta sintetizza i risultati della sovrapposizione delle cartografie di base precedentemente
elaborate dal Dott. Geol. L. Marinelli. Tuttavia nella Carta di Stabilità – Edificabilità, per motivi
cronologici, legati ad una successiva pubblicazione sul B.U.R.A. del Piano Stralcio di Bacino per
l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi” (P.A.I.) e “Difesa dalle
Alluvioni”, non si è tenuto conto di quanto prescritto dalle Norme Tecniche di Attuazione del
P.A.I. Pertanto si è provveduto ad una giusta sovrapposizione della cartografia geologica del
P.R.E. con la Carta della Pericolosità da Frana (All.11) modificata nella sua componente Ps
(Pericolosità da scarpata).
Di seguito si andrà ad illustrare il risultato della sovrapposizione delle cartografie sopra citate
iniziando dalla zona denominata Centro Storico – Colle Ceso (Fig. 53). Secondo la Variante del
P.R.E. del comune di Rapino, all‟interno dell‟area perimetrata nella Carta di Stabilità –
Edificabilità, sono previste zone di Completamento (B1, B2, B3 e B4) e di Espansione (C)
soprattutto nell‟area del nucleo abitato posto ad ovest rispetto alla zona del Centro Storico (A)
dove predomina il vincolo da aree a pericolosità da frana molto elevata P3 (Capo II Artt. 14 e 15
Norme Tecniche di Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico
“Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”) e il vincolo da Scarpate morfologiche Ps (Capo V
Art. 20 Norme Tecniche di Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico
“Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”). Lo stesso vincolo da scarpata (Ps) legato all‟art. 20
delle N.T.A. del P.A.I. è presente anche in tutte le zone che bordano le aree classificate da
Marinelli, 1998 come stabili ed edificabili. Le restanti aree, interessate da fenomeni gravitativi
(frane e deformazioni superficiali lente) e processi erosivi come l‟approfondimento degli alvei
(Torrente Vesola San Martino, Torrente l‟Arsella, Fosso San Siro, Fosso Sterparo e Fosso
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Balzanello - Fig. 36) sono classificate nella Variante P.R.E. (Fig. 48) come zone Agricole
ordinarie (E1), zone Agricole di salvaguardia paesaggistica (E2), zone Agricole di salvaguardia
idrogeologica (E3) e Verde di rispetto ambientale (Vra).
La Carta della Stabilità – Edificabilità della zona “Capoluogo” (Fig. 53) comprende anche la
Zonizzazione Madonna di Carpineto – Borgo Piano Giardino e in parte la Zonizzazione di Case
Nuove Ortaglio. Nella zona di Madonna di Carpineto – Borgo Piano Giardino, posta a nord
rispetto al Centro Storico, la Variante del P.R.E. del Comune di Rapino, prevede zone di
Completamento (B2 e B3), Orti urbani (Ou), Zona Attrezzature alberghiere (T) Verde pubblico
sportivo (Vps), zone Agricole di salvaguardia paesaggistica (E2) e zone Agricole di salvaguardia
idrogeologica (E3). Il vincolo da scarpata (Ps), legato all‟art. 20 delle N.T.A. del P.A.I. è
presente, non solo in tutte le zone che bordano le aree classificate da Marinelli, 1998 come stabili
ed edificabili, ma anche ai bordi del sito che ospita in depuratore comunale. Le restanti aree,
interessate da fenomeni gravitativi (frane e deformazioni superficiali lente) e processi erosivi
come l‟approfondimento dell‟alveo del Torrente l‟Arsella, sono classificate nella Variante P.R.E.
(Fig. 54) come zone Agricole ordinarie (E1) e Verde di rispetto ambientale (Vra).
Fig. 53 – Carta della Stabilità – Edificabilità della zona “Capoluogo” (Centro Storico – Colle Ceso) sovrapposta alla Carta di Pericolosità
da frana modificata.
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Nella Zonizzazione di Case Nuove - Ortaglio, posta a sud rispetto al Centro Storico, la Variante
del P.R.E. del Comune di Rapino, prevede zone di Completamento (B2, B4 e B5), Orti urbani
(Ou), zone di Espansione (C), Verde pubblico attrezzato (Vpa) e zone Agricole ordinarie (E1).
Nelle aree dove sono presenti fenomeni gravitativi predominano il vincolo da aree a pericolosità
da frana elevata (P2) e molto elevata P3 (Capo II – III Artt. 14, 15 e 17 Norme Tecniche di
Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e
Processi Erosivi”) e il vincolo da Scarpate morfologiche Ps (Capo V Art. 20 Norme Tecniche di
Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e
Processi Erosivi”). Tali zone, unitamente alle aree in cui sono attivi i processi erosivi, sono
destinate a zone Agricole di salvaguardia idrogeologica (E3), zone Agricole di salvaguardia
paesaggistica (E2) e Verde di rispetto ambientale (Vra).
Le restanti aree, interessate da fenomeni gravitativi (frane e deformazioni superficiali lente) e
processi erosivi come l‟approfondimento dell‟alveo del Torrente l‟Arsella, sono classificate nella
Variante P.R.E. (Fig. 55) come zone Agricole ordinarie (E1) e Verde di rispetto ambientale
(Vra).
Fig. 54 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione – Madonna di Carpineto – Borgo Piano Giardino.
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Per quanto riguarda la zona di Vicenne – Contrada Foce (Fig. 56), posta ad ovest del Centro
Storico, si possono osservare due diverse classi di stabilità – edificabilità introdotte da Marinelli,
1998. La prima che interessa il nucleo abitato è classificata stabile – edificabile mentre l‟area
posta immediatamente ad ovest di essa è zonata come area mediamente stabile – edificabile
nonostante essa sorga sui conglomerati eterometrici alternati a sabbie e limi (AVM4b -
Pleistocene superiore).
Secondo la Variante del P.R.E., all‟interno dell‟area perimetrata come stabile – edificabile, sono
previste zone di Completamento (B3 e B4) e di Orti urbani (Ou). Per quanto riguarda l‟area di
Contrada Foce (area ARVS, Marinelli, 1998) essa è zonata come Industriale (D1), Agricola di
salvaguardia paesaggistica (E2) e Recupero degrado ambientale (DA). Per quanto riguarda l‟area
classificata mediamente stabile – edificabile sono previste zone Agricole ordinarie (E1), zone di
Completamento (B4) e zone di Espansione (C27). Inoltre in tutte le zone che bordano le aree
classificate come stabili ed edificabili vige il vincolo da Scarpate morfologiche Ps (Capo V Art.
20 Norme Tecniche di Attuazione del Piano Stralcio di Bacino per l‟Assetto Idrogeologico
“Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”).
Fig. 55 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione – Case Nuove - Ortaglio.
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Le restanti aree, interessate da fenomeni gravitativi (frane e deformazioni superficiali lente) e
processi erosivi come l‟approfondimento degli alvei sono classificate nella Variante P.R.E. (Fig.
57) come zone Agricole ordinarie (E1).
Fig. 56 – Carta della Stabilità – Edificabilità della zona “Vicenne” (Vicenne – Contrada Foce) sovrapposta alla Carta di Pericolosità da
frana modificata.
Fig. 57 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione Vicenne – Contrada Foce.
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Si passerà ad illustrare l‟area denominata Coste Micucci – Madonna della Libera, divisa da
Marinelli, 1998 in due settori (Coste Micucci e Aree Industriali: Zona “A” e Zona “B”),
classificata prevalentemente stabile – edificabile (Fig. 58).
Nel primo settore (Zona “A”), posto a nord, il P.R.E. prevede zona Industriale (D1), zona Servizi
Autovetture (SA) e zona Agricola di salvaguardia paesaggistica (E2). Relativamente al secondo
settore (Zona “B”), posto a sud, il P.R.E. prevede zone Piccola industria (D2a, D2b, D2c, D2d,
D2e e D2f) e zona Agricola di salvaguardia paesaggistica (E2). Per quanto riguarda una piccola
area classificata mediamente stabile – edificabile, posta a SE della zona Coste Micucci –
Madonna della Libera, sono previste zone di Completamento (B3) e Verde di rispetto ambientale
(Vra). Inoltre, lungo molti orli di scarpata di erosione fluviale o torrentizia del Fosso Sterparo,
come previsto dal Capo V Art. 20 delle Norme Tecniche di Attuazione del Piano Stralcio di
Bacino per l‟Assetto Idrogeologico “Fenomeni Gravitativi e Processi Erosivi”, insiste il vincolo
da Scarpate morfologiche (Ps). Nelle restanti aree, interessate da fenomeni gravitativi (frane e
deformazioni superficiali lente) e processi erosivi, come l‟approfondimento dell‟alveo di Fosso
Fig. 58 – Carta della Stabilità – Edificabilità della zona “Coste Micucci” (Coste Micucci – Madonna della Libera) sovrapposta alla Carta di
Pericolosità da frana modificata.
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Sterparo, la Variante P.R.E. (Fig. 59) prevede zone Agricole ordinarie (E1) e Verde di rispetto
ambientale (Vra).
Anche per la Zonizzazione di Borgo Pretara il P.R.E., come per la zona di Coste Micucci –
Madonna della Libera, individua piccole zone di Completamento (B4), zona Industriale (D1),
zona Servizi Autovetture (SA) e zone Agricole ordinarie (E1).
Il vincolo da scarpata (Ps) legato all‟art. 20 delle N.T.A. del P.A.I. è presente in tutte le zone che
bordano le aree interessate da processi erosivi come l‟approfondimento dell‟alveo del Fosso
Sterparo.
La restante area è classificata nella Variante P.R.E. (Fig. 60) come zona Agricola di salvaguardia
paesaggistica (E2).
Fig. 59 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione Coste Micucci – Madonna della Libera.
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Riguardo la Zonizzazione di Borgo Lucina, lo studio del Geol. Marinelli non ha previsto una
classificazione del territorio rispetto alla stabilita – edificabilità. Pertanto si andrà a descrivere
esclusivamente la sovrapposizione tra la Carta della Pericolosità da frana modificata e la tavola
di Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione del Piano Regolatore Esecutivo del
Comune di Rapino. Il P.R.E. prevede la zona di rispetto Cimiteriale, alcune zone di
Completamento (B2 e B4) e la fascia di rispetto del Tratturo Centurelle - Montesecco. Il vincolo
da scarpata (Ps), previsto dall‟art. 20 delle N.T.A. del P.A.I., insiste in tutte le zone che bordano
le aree interessate da processi erosivi come l‟approfondimento degli alvei (Torrente Vesola San
Martino, Torrente l‟Arsella - Fig. 36). Le restanti aree sono classificate nella Variante P.R.E.
(Fig. 61) come zone Agricole ordinarie (E1), zone Agricole di salvaguardia paesaggistica (E2),
zone Agricole di salvaguardia idrogeologica (E3) e Verde di rispetto ambientale (Vra).
Fig. 60 – Sovrapposizione della Carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione Borgo Pretara.
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Fig. 61 – Sovrapposizione della carta della Pericolosità da frana modificata sulla tavola relativa alla
Codificazione delle strategie Coerenti - Zonizzazione Borgo Lucina.
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scala 1:50.000. Serv. Geol. d„Italia, Roma.
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