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Il fiume Anapo è il principale dei numerosi corsi d’acqua degli Iblei
e, per lunghezza, uno dei maggiori della Sicilia. Nasce a un centinaio di
metri al di sotto di Monte Lauro (mt. 986) e da lì, scorrendo verso oriente,
arriva al mare sfociando nel porto grande di Siracusa.
Il plateau ibleo, ossatura della Sicilia
Sud Orientale, è ritenuto far parte della placca (avanpaese) africana e
quindi di un’area stabile che, poco deformata durante l’orogenesi alpina, è
stata poi successivamente sollevata con tettonica distensiva assumendo
l’aspetto di una struttura allungata da NE a SW, contornata e attraversata da
numerose faglie e fratture con diversa orientazione che ne condizionano la
sismicità.
I monti Iblei costituiscono una
barriera che favorisce le precipitazioni meteoriche che, in media, sono più
abbondanti nel tardo autunno e nell’inverno, mentre sono scarse o assenti in
estate.
Durante il secolo scorso, in
inverno, era invece frequente la caduta della neve che veniva conservata in
apposite costruzioni a cupola, le niviere, incassate nel terreno e diffuse
nei pressi dei Comuni montani.
La natura geologica e la tettonica
delle rocce presenti consente poi una buona permeabilità per la penetrazione
delle acque nel sottosuolo.
Viene qui preso in esame il corso
del fiume e in particolare l’alta valle dell’Anapo, cioè la parte che dalla
ex stazione di Buscemi giunge fino alla contrada Fusco, poco a sud-est di
Sortino.
Non vengono descritti gli
affluenti che pur determinanti per il regime fluviale principale, rientrano
comunque nel contesto generale delle caratteristiche geologiche e idrologiche
dell’Anapo.
Il corso del fiume, per le sue
caratteristiche geomorfologiche e di orientazione generale, può essere
suddiviso in tre tratti:
Un primo tratto, per circa un settimo della lunghezza totale,
si dirige, con direzione NW-SE, da Monte Lauro alle porte di Palazzolo
Acreide.
Un secondo tratto, che condivide circa il resto del percorso
con la terza parte, cambia direzione verso NE fino alla contrada Fusco.
Un terzo ed ultimo tratto, si rivolge verso SE scorrendo dalle
falde di Monte Climiti fino al mare.
Il primo
tratto
Il primo tratto è impostato presso
il complesso di Monte Lauro che si estende, in alto, con un vasto ed arcuato
altipiano ricoperto da basalti Plio-Pleistocenici che hanno protetto gli
strati sottostanti dall’erosione delimitando scarpate, alte anche 300 metri,
dalle quali si dipartono varie sorgenti.
Il fiume defluisce fino a poco
prima di Palazzolo in una valle più o meno ampia ed aperta, intensamente
erosa perché costituita alla base e per circa un terzo dell’altezza da
terreni teneri a componente argillosa che vengono dilavati dalle acque con
conseguente mancanza o scarso impianto della vegetazione arborea e innesco di
frane.
Si tratta della formazione
TELLARO, qui potente un centinaio di metri, che è costituita da marne
calcaree grigio-azzurre con tracce di slumpings (torbiditi) e talvolta con
intercalazioni lentiformi, più dure e biancastre, di sottili livelli
calcarenitici con deboli pendenze verso est. Dalle associazioni delle
microfaune a foraminieri risulta una età del Miocene inferiore-medio.
Esiste poi lungo l’alta scarpata
tutta una successione di strati permeabili, come le calcareniti e i basalti
dell’altipiano, ed impermeabili, come le marne più o meno argillose ed i
depositi di ialoclastiti (vetro e materiale vulcanico argillificato).
Questo susseguirsi peculiare nel
massiccio di Monte Lauro mette in contatto rocce serbatoio, che immagazzinano
le acque, con vari livelli impermeabili che le confinano per cui si generano
sui diversi versanti numerose sorgenti in buona parte captate dai vari
Comuni.
Il fondo valle del primo tratto
dell’Anapo è ricoperto qua e là da terrazzi fluviali, i più estesi dei quali
sono quelli all’altezza di Palazzolo con frane che probabilmente nel
Quaternario sbarravano il corso del fiume.
Questo, all’altezza del vecchio
ponte della statale Palazzolo-Buccheri, incontra l’affioramento di una fitta
alternanza calcareo-marnosa di piccoli strati (da 20 a 60 cm) duri e teneri
con microfauna (miogypsine) del Miocene inferiore (Membro Irminio della
formazione RAGUSA) che, rialzata per faglia, ha guidato il fiume verso
levante.
Il secondo tratto
All’altezza dell’abitato di
Palazzolo, la valle incomincia ad assumere la caratteristica conformazione a
Canyon (Cava), poiché si va ad incassare, per tutto il secondo tratto, in
rocce diverse e più dure, divenendo stretta e con pareti ripide, in seguito
tortuosa con ampi meandri, pittoresca per la vegetazione che la ricopre sul
fondo e talvolta sui fianchi.
Le rocce del nuovo tratto sono
costituite nella parte superiore da una fitta alternanza di calcareniti
grigiastre (20-40 cm), di straterelli più sottili, più teneri e chiari, e poi
da spessi banconi (fino a 20 mt) stratificati di calcareniti dure e
grigiastre, talora fossilifere, con macrofaune a lamellibranchi (amussium,
isocardia, ostrea, pecten), gasteropodi, echinidi, brizoi, alghe e coralli.
Nella parte inferiore, dopo poco
più di metà altezza della parete, segue un’alternanza calcareo-marnosa,
giallastra e più fossilifera, di piccoli strati (fino a 40 cm) duri e teneri
a struttura nodulare. (Vedi disegno)
Si tratta della formazione
PALAZZOLO, con microfaune del Miocene medio-superiore (Tortoniano), che costituisce
una vasta copertura carbonatica fittamente fagliata e fratturata,
superiormente carsificata e inclinata debolmente verso est, con pendenza
media di circa 300 metri, che qui segue in concordanza la TELLARO con la
quale è poi eteropica verso ovest.
Lungo la prima parte del secondo
tratto, quasi rettilineo e con lievi ondulazioni, sono distribuite delle
sorgenti che sono poste al contatto della parte inferiore impermeabile con
quella superiore permeabile.
Alcune di queste sorgenti
servivano a riformire il treno a vapore della soppressa ferrovia a
scartamento ridotto Siracusa-Vizzini, il cui fondo viene ora usato come
trazzera, mentre altre, con buone portate, approvvigionano i comuni
viciniori.
Dopo una grande doppia ansa, che
sposta l’asse del fiume verso Nord, si giunge al ponte di Cassaro-Ferla dove,
grazie all’impermeabilità della parte inferiore della valle, doveva essere
realizzata una diga alta 70 metri e della capacità di 40 milioni di metri
cubi, con un invaso che avrebbe sommerso e stravolto la bellezza dei luoghi
fino a Palazzolo.
A destra e più avanti a sinistra,
nei pressi di contrada Mascà, si possono notare delle imponenti frane che,
per la buona stabilità dei pendii con giaciture suborizzontali o debolmente
inclinate, sono da imputare a distacco e crollo provocato dalle faglie che
qui attraversano le rocce secondo l’asse del fiume.
Sul materiale franato e sul
detrito di falda, in preferenza su quello esposto a Nord, come sulle
alluvioni del fondovalle cresce rigogliosa la vegetazione.
Le alluvioni del fiume, che si
trovano terrazzate anche lungo i fianchi, sono costituite da matrice
limoso-sabbiosa con ghiaie e prevalenza di grossi ciottoli che con varie
dimensioni arrivano fino a dei grossi massi con composizione carbonatica o
vulcanitica, come le rocce incise più a monte. Tali depositi testimoniano la
grande forza di trasporto del fiume durante le piene e i vari livelli
raggiunti nel tempo, evidenziati dalle incisioni che si notano lungo le
pareti.
Da qui poi il calcare cambia
gradualmente aspetto, facies (formazione corrispondente: Monte Climiti),
mostrandosi o bianco e farinoso o fossilifero con amphistegine ed
heterostegine o con piccole melobesie, talvolta anche con grandi
lamellibranchi (ostrea e pecten) ed echinodermi (clypeaster).
Dopo una serie di grandi e stretti
meandri, presso contrada Giambra, si ha il più imponente degli insediamenti
preistorici, poi paleocristiani, della valle: la necropoli di Pantalica con
il suo alveare di migliaia di tombe distribuite lungo la parete.
Sono inoltre note, in questa come
in altre zone, delle suggestive grotte di prevalente origine carsica come
quella detta Trovata e dei Pipistrelli, ricche di stalattiti, stalagmiti e
concrezioni varie.
Il carsismo si è ben sviluppato
negli Iblei per la presenza di rocce calcaree fratturate e fagliate, per i
sollevamenti e l’abbondanza delle precipitazioni avute nel passato.
Il terzo
tratto
Dopo circa 3 km si arriva in
contrada Fusco a Sud-Est di Sortino dove affiorano, frammiste ai calcari e in
un’area intensamente tettonizzata, delle vulcaniti già presenti in deboli
livelli siltilici a Pantalica.
La valle, ora alla fine della zona
esaminata, diviene più ampia ed arcuata anche per il cambiamento di direzione
dovuto alla estesa faglia orientata da Sortino fino a Siracusa e che delimita
i monti Bongiovanni e Climiti.
Qui, sulla destra, c’è da
osservare la parte superiore della Conca del Fusco dove si nota la
depressione morfologica di Costa Giardini, sub circolare (diametro di circa
700 metri) ed aperta a Sud, a sezione imbutiforme e dai bordi svasati. Si
tratta di quello che resta dell’erosione del condotto di un centro eruttivo
di tipo diatremico, del Miocene medio-superiore, dovuto cioè a fenomeni
esplosivi per eruzioni freatiche (subaeree e subacquee), riempito con brecce
di esplosione costituite da clasti calcarei e basaltici di diverse
dimensioni, immersi in una matrice cineritica e calcarea con subordinati
corpi lavici, dicchi e blocchi calcarei di grosse dimensioni, franati e
inglobati, con strutture ad onda d’urto basale o di base surge (formazione
corrispondente: Carlentini).
Ad Est di Costa Giardini si hanno
nelle vulcaniti dei livelli biohermali a coralli (porites favosites,
flabellastrea) mentre a Sud, in contrada Saramenzano, tutto il complesso è
ricoperto da una alternanza di calcari brecciati e lenti marnose ricca di
fossili e passante ad una vera e propria limachella con lamellibranchi e
brachiopodi del Miocene superiore (formazione corrispondente: M. Carrubba).
Rari depositi lacustri e
paleosuoli testimoniano qui e nelle zone limitrofe l’emersione dei coni
vulcanici, mentre le lumachelle, deposito preevaporitico, indicano l’inizio
della chiusura del Mediterraneo nel Miocene superiore (messiniano). I
prodotti eruttivi dimostrano invece che si è avuta negli Iblei una varia
attività vulcanica che dal Mesozoico e attraverso il Miocene arriva fino al
Pliocene ed agli inizi del Quaternario.
La successiva migrazione dei
centri effusivi verso Nord e Ovest diede in seguito inizio, nel Pleistocene
medio, alle vulcaniti sottomarine nel paleo-golfo su cui ora sorge il
composto ed enorme apparato dell’Etna.
La valle della conca del Fusco è
poi ricoperta da alluvioni recenti e terrazzate che sono più avanti collegate
a quelle più estese di Villa Cesarea. Si tratta dei depositi continentali di
un vecchio estuario del fiume che arrivava a questa altezza nella parte
iniziale del Pleistocene.
Il fiume a questo punto viene a
contatto con i depositi quaternari, andando a rimpinguare le falde
acquifere presenti nelle campagne
della pianura Siracusana (Graben di Floridia).
L’emersione
dei monti Iblei
L’alta Valle dell’Anapo è legata
alla emersione della parte centrale degli Iblei per intensi e successivi
movimenti verticali, dal Miocene superiore al Pleistocene. Il fiume, con i
suoi affluenti montani, impostò il reticolo idrografico guidato dalle faglie,
aggirando le parti più elevate degli Horst e dirigendosi verso quelle più
depresse dei Graben.
Il continuo ringiovanimento sottopose
a intensa erosione la valle che divenne stretta e incassata (con il
contributo di intense precipitazioni) per climi molto diversi dall’attuale
provocati dal susseguirsi delle glaciazioni Quaternarie.
Durante il sollevamento si ebbe
poi a tratti, anche la regressione e l’invasione del mare per oscillazioni
del suo livello (movimenti eustatici) come è testimoniato, soprattutto nella
parte finale del percorso, da incisioni, dalle numerose ed antiche linee di
costa e terrazzi, da paleo-falesie e grotte marine.
Conclusione
In conclusione, per tutto quanto
sopra esposto, si evince che è urgente e indispensabile proteggere tutto il
bacino dell’Anapo e dei suoi affluenti nel seguente modo:
procedendo ad un opportuno rimboschimento della zona di Monte Lauro
e delle altre parti montane per la protezione del suolo e delle frane,
spingendosi fino al fondo valle dove l’impiantunamento di Platani orientali,
già decimati da cancri e da tagli abusivi, non perturberebbe, mantenendo
costanti le condizioni di luce e temperatura, l’ecosistema fluviale;
tenendo sempre sotto controllo le varie attività ed opere che
avvengono sul territorio per non compromettere l’equilibrio idrogeologico,
l’ambiente, il paesaggio e le testimonianze storico archeologiche che, insieme
alle grotte carsiche, numerose si susseguono dalle sorgenti alla foce;
salvaguardando le falde sotterranee dall’immissione di
sostanze inquinanti e controllando l’uso di concimi, erbicidi e pesticidi,
facendo dotare i Comuni di opportuni depuratori.
Le risorse idriche costituiscono
infatti un patrimonio vitale da utilizzare nei periodi di siccità e poiché
tali risorse hanno un limite, è necessario regolare e razionalizzare il loro
sfruttamento.
Bibliografia
CARBONE S. - LENTINI F. (1981): Rapporti
fra vulcanismo miocenico e tettonica nel settore orientale dei monti Iblei
(Sicilia Sud-Orientale), Rend. Boll. Soc. Geol. Ital., Roma.
CARBONE S. - GRASSO M. - LENTINI F.
(1982): Considerazioni sull’evoluzione geodinamica della Sicilia Sud-Orientale
dal Cretaceo al Quaternario, Mem. Soc. Geol. Ital., Roma.
DI GRANDE A. - ROMEO M. (1981): Caratteri
lito-biostratigrafici dei depositi messiniani nell’area Iblea (Sicilia
Sud-Orientale), Riv. Ital. Paleont., Milano.
DI GRANDE A. - RAIMONDO W. (1982): Linee
di costa Plio-pleistoceniche a schema litostratigrafico del Quaternario
siracusano, Geologica Romana.
DI GRANDE A. - RAIMONDO W. (1983):
Lineamenti geologici del territorio siracusano tra Palazzolo, Noto e Siracusa
(Sicilia Sud-Orientale), Boll. Soc. Geol. Ital., Roma.
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