GEOLOGIA DELLA MARSICA NEL PLEISTOCENE

 

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2,5 – 1,8 Mlioni di anni fa:

PLEISTOCENE INFERIORE (GELASIANO):

In questa fase si viene impostando un nuovo regime tettonico che si svilupperà ulteriormente nel corso del Pleistocene Medio e Superiore dando nel contesto del territorio marsicano i maggiori risultati.

L’impostazione tettonica che inizia ora genera sia lo sviluppo di faglie normali ad alto angolo con direzione NW-SE ed E-W, generalmente immergenti verso S o SW, sia l’inversione dei piani di sovrascorrimento a profondità tra 5 e 12 km.

Questo contesto è spiegabile con un processo di rifting che va messo in relazione alla migrazione verso NNE del blocco apulo, a cui si associa l’effetto gravitazione post-orogeno.

Nel caso della Marsica lo sviluppo geostrutturale comporta una contemporanea fase di sviluppo compressiva e distensiva. Questo processo porta ad un maggiore sollevamento di catene montuose come quella del Velino-Sirente e la contemporanea formazione del bacino fucense.

Sul piano stratigrafico questo periodo è rappresentato nella Marsica dal Supersintema di Aielli-Pescina di cui si parlerà più avanti, in quanto questo blocco di sedimenti rappresenta anche il Calabriano, prima fase  del Pleistocene Medio.

 

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1,8 Ma – 780.000 anni fa:

PLEISTOCENE MEDIO (CALABRIANO):

Nel Pleistocene Medio l’attività tettonica della fase precedente
continua indisturbata determinando l’intensificazione dell’attività distensiva presente nell’Appennino.

In questa fase l’estensione, già in atto in modo intenso nel bacino di retroarco tirrenico si viene rafforzando dentro la catena appenninica, determinando un aumento della distensione in vari punti di questa.

Ciò comporta l’intensificazione della formazione dei bacini intramontani, come la conca del Fucino, il bacino dell’Aquila, il bacino reatino-cicolano, ecc.

Come è avvenuto nel Pliocene Inferiore si ha una contemporanea fase tettonica distensiva unita ad un sollevamento generalizzato dell’area. Sul piano tettonico distensivo l’intensificarsi del fenomeno determina la riattivazione di precedenti faglie normali e l’ulteriore sviluppo dei bacini intermontani, che si localizzano in corrispondenza dei segmenti a maggior rigetto delle faglie attive, come nel caso del Bacino del Fucino.

 

Schema strutturale del Bacino del Fucino nel Pleistocene medio – inferiore (Cavinato et Al, 2002)

Nel bacino fucense l’azione del sistema di faglie principali, che contornano questo bacino intramontano, disloca i depositi tardo-quaternari con diverse centinaia di metri di rigetto, producendo lo sviluppo di un semigraben e quindi l’ulteriore ingrandimento del Fucino.

La struttura che ne esce fuori è una depressione, asimmetrica, con le profondità maggiori spostate verso il sistema di faglie principali, che favorisce l’accumulo di ingenti volumi di materiale clastico-grossolano.

Strutturazione dei vari blocchi abruzzesi così come li vediamo oggi

Scendendo ancora più nello specifico la Conca del Fucino ha origine nell’azione del sistema di faglie a gradinata che ribassano il settore centrale (Bosi, 1989; Galadini & Giraudi, 1989).

L’apertura del bacino inizia dal settore settentrionale e prosegue verso sud, come viene indicato dal rilevamento dell’età più antica dei terreni affioranti nella zona di Celano e Aielli.

Riguardo al sistema di faglie che interessano il Fucino, si parla di faglie a cinematica distensiva che hanno portato il basamento a profondità superiori a 1.000 m dalla superficie topografica.

La conca del Fucino si trova in un’area già emersa caratterizzata inizialmente dalla deposizione di sedimenti provenienti dall’erosione dei rilievi calcarei circostanti (Petitta et al., 2000).

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780.000 – 130.000 anni fa:

PLEISTOCENE MEDIO (IONIANO)

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SITUAZIONE GLOBALE

Sul piano generale questa fase geologica è caratterizzata dalle oscillazioni del livello marino legato alla successione dei periodi glaciali ed interglaciali.

Lo Ioniano si divide in sei fasi, di cui tre interessate da glaciazioni, il Günz (680.000-620.000 anni fa), il Mindel (455.000 – 300.000 anni fa) e il Riss (200.000 – 130.000 anni fa), e le altre tre dai due periodi interglaciali, il Günz-Mindel (620.000-455.000 anni fa), il Mindel-Riss (300.000-200.000 anni fa).

Queste glaciazioni hanno interessato soprattutto le regioni del Nord Europa con la formazione di grandi distese di ghiaccio per centinaia di migliaia di km.

A sud invece dove il clima è più mite, fatta eccezione per il nord Italia e per alcuni punti dell’Appennino dove vi sono autentici ghiacciai di dimensioni importanti, il resto è una grande distesa di foreste sul modello di quello presente attualmente in Nord Europa.

Nei periodi interglaciali invece il clima è più favorevole. Questa
alternanza di periodi freddi e caldi porta a cambiamenti consistenti nella flora e nella fauna nel giro di poco tempo, portando all’estinzione di specie sia animali che vegetali.

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ITALIA

Tornando alla regione italica e più precisamente al fronte appenninico, sul piano geologico assistiamo alle ultime fasi di carattere compressivo nella regione centrale dell’Italia, e contemporaneamente continuiamo ad osservare la presenza di un grande regime estensionale alle spalle della catena.

Grazie a questo regime distensivo sul fronte tirrenico si genera un vulcanismo preappenninico, mentre un po’ più all’interno della catena si ha la formazione di tutta una serie di conche intramontane.

Il vulcanismo preappenninico è la conseguenza diretta del vuoto di pressione lasciato dal fronte in avanzamento, iniziato durante il Pliocene in Toscana e ora esteso prima al Centro Italia e poi proseguito fino alla Campania con la formazione di centri vulcanici importanti.

Riguardo ai vulcani laziali abbiamo una concentrazione di azione compresa tra 700.000 e 60.000 anni. Questi con la mole di materiale eruttato danno un notevole contributo a disegnare quello che è oggi il territorio del Centro Italia.

Le conche intramontane si generano invece un po’ più dentro la catena appenninica e sono conseguenza diretta di tutta una serie di faglie estensionali presenti alle spalle della catena. La conca del Fucino così come anche la conca di Sulmona, la conca dell’Aquila, la Piana del Cavaliere e altre simili sono la testimonianza di questo processo.

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MARSICA

Al livello locale della Marsica questo periodo si caratterizza per il completamento della strutturazione fisica della Marsica così come la conosciamo oggi.

In questa fase del Pleistocene Medio la Marsica fisica si viene delineando definitivamente, con le montagne che fanno da corona al bacino intramontano del Fucino che raggiungono più o meno le altezze che vediamo oggi.

Schema strutturale del Bacino del Fucino nel Pleistocene medio (Cavinato et Al, 2002).

A differenza della catena del Velino-Sirente, il bacino fucense è nel pieno della sua strutturazione che prosegue per tutto il periodo. Durante il Pleistocene Medio a causa della sismicità distensiva in atto, la suddetta depressione acquista una geometria fisica, che rappresenta in pieno le linee tettoniche che l’hanno disegnata.

Le linee tettoniche principali infatti hanno direzione appenninica e antiappenninica e danno alla depressione del Fucino una forma fisica di tipo romboidale.

Contemporaneamente alla strutturazione fisica del bacino vediamo impostarsi nel corso del Pleistocene un bacino lacustre. La formazione di questo bacino lacustre è legata a vari fattori, in primo luogo il fattore fisico-strutturale.

Ciò in quanto la relativa depressione non dispone di collegamenti esterni con altri fiumi o bacini, e ciò porta ad un accumulo di acqua che lo fa sembrare nei momenti di piena come un mare tra i monti.

Poi abbiamo il fattore climatico che determina in modo diretto o indiretto le oscillazioni del livello del lago Fucino grazie alle maggiori o minori concentrazioni di portata nel bacino.

Sul piano stratigrafico nella Marsica il periodo del Gelasiano, del Calabriano e dello Ioniano è rappresentato da tutta una serie di formazioni che sono state riassunte nel SUPERSINTEMA DI AIELLI-PESCINA.

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– SUPERSINTEMA AIELLI-PESCINA:

Il Supersintema di Aielli-Pescina comprende depositi attribuiti dalla cartografia CARG al periodo Gelasiano-Calabriano-Ioniano. Tuttavia numerosi lavori di autori precedenti riferiscono le unità più antiche al Pliocene (si veda per es. Bosi et al., 1995; Cavinato et al., 2002).

Tale supersintema ha una superficie sommitale di accumulo o di erosione fluviale, localmente alterata da un paleosuolo precedente riferito all’ultimo interglaciale, ed una superficie basale corrispondente al substrato eroso.

Le facies sedimentarie che formano questo supersintema sono costituite da limi e sabbie lacustri, da ghiaie e conglomerati di conoide alluvionale e da depositi di versante (talora stratificati e spesso fortemente cementati) a volte interdigitati con i primi. I depositi di versante sono spesso associati, nelle unità più antiche, ad enormi corpi lenticolari carbonatici, resti di grandi paleofrane all’interno del bacino lacustre, alimentate dai versanti calcarei.

Le varie unità sedimentarie che compongono questo supersintema sono separate da discordanze angolari, specie nella parte basale della successione intensamente deformata da dislocazioni tettoniche e da paleosuoli sepolti.

Le varie unità che costituiscono il supersintema sono il Complesso di Aielli,il Complesso di Cupoli, la Formazione di Pescina, la Formazione di Casoli e la Formazione di Collarmele.

Qui di seguito diamo una breve descrizione di ognuna di queste unità.

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1) COMPLESSO DI AIELLI:

Questa struttura rappresenta l’unità stratigrafica più antica ed è costituita da un complesso di sedimenti di ambiente prevalentemente lacustre e secondariamente alluvionale. Questo complesso è formato nella parte media e inferiore da alternanze limoso-sabbiose e nella parte superiore da orizzonti ghiaioso-sabbiosi.

Nella parte superiore dell’unità stratigrafica vi sono anche
caratteristici ammassi lentiformi di brecce calcaree con elementi spesso di grandi dimensioni (anche di alcune centinaia di metri cubi).

Il bacino dove questa unità si è sedimentata occupava una superficie molto vasta ovvero gran parte del bacino fucense, arrivando anche fuori da esso verso ovest – nord-ovest in direzione della Valle del Salto.

Da quanto detto è stato dedotto che l’orografia delle aree
circostanti il lago doveva apparire in modo profondamente differente rispetto ad ora, e ciò per gran parte del tempo in cui questa unità si sedimenta.

A questo proposito è da evidenziare la scarsità di clasti presenti in tutta la parte medio-inferiore dell’unità, nonché, nel
caso degli orizzonti di brecce interglaciali nella parte alta di questo complesso nella zona di I Tre Monti, l’estraneità degli stessi  clasti alla successione carbonatica locale.

Contemporanea a questa unità sono i blocchi sedimentari definiti “Limi e Sabbie di Paterno” e “Brecce di S. Onofrio”.

Questi sedimenti rappresentano il primo ciclo sedimentario fluvio-lacustre e sono i più antichi sedimenti del Lago Fucino che in qualche modo rappresentano l’inizio della sua formazione. D’altra parte, la zona di San Pelino-Paterno e Aielli-Celano sono le zone di formazione più antiche del bacino fucense.

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2) COMPLESSO DI CUPOLI:

Questa unità stratigrafica definita Complesso di Cupoli rappresenta il secondo ciclo fluvio-lacustre ed è successiva al complesso di Aielli. Il complesso di Cupoli è formato da ghiaie calcaree con intercalazioni limoso-sabbiose pure calcaree, di ambiente per la maggior parte fluviale.

Le ghiaie in questione sono definite verso l’alto da una superficie sub-pianeggiante (Alto di Cacchia), che forse potrebbe essere un lembo molto ben rimodellato della originaria area di accumulo.

A questa unità, che si trova fortemente incassata nel complesso di Aielli, è stata dubitativamente attribuita una successione di caratteristici limi calcarei biancastri di ambiente lacustre che sono in affioramento fra Pescina e Collarmele.

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3) FORMAZIONE DI PESCINA:

La formazione di Pescina rappresenta il III ciclo fluvio-lacustre del Fucino ed è successiva al complesso di Casoli. Questa unità si trova all’interno del supersintema di Aielli-Pescina e risulta costituita da una successione ghiaiosa piuttosto potente (circa 40 m), che si è sedimentata grazie all’opera di un corso d’acqua, il cui andamento doveva essere simile a quello dell’attuale fiume Giovenco.

Insieme a questa successione si ha più a NW, sul versante nord della conca, un’altra successione direttamente connessa alla prima. Infatti, quest’ultima è composta da sabbie-limi e rappresenta il prodotto della sedimentazione in un bacino lacustre a cui affluisce il corso d’acqua di cui si è parlato.

In questa formazione vediamo come al tetto si ritrovano, attorno a quota di 860-870 m s.l.m. circa, frammenti di una vasta superficie di erosione sub-pianeggiante (corrispondente al “terrazzo di Pescina”) (Messina, 1986).

Inoltre, si vede come alla formazione di Pescina sono da riferirsi anche alcune conoidi alluvionali, la più evidente delle quali è localizzata allo sbocco del Vallone, a NE di Collarmele.

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4) FORMAZIONE DI CASOLI:

La formazione di Casoli è la penultima unità del supersintema di Aielli-Pescina e si è formata in seguito ad uno o più eventi
sedimentari ed erosivi successivi alla deposizione della formazione di Pescina.

La formazione di Casoli è composta da sabbie con ghiaie minute di ambiente lacustre.

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5) FORMAZIONE DI COLLARMELE:

Infine, abbiamo la formazione di Collarmele, che rappresenta l’ultima unità sedimentaria in ordine temporale del supersintema di Aielli-Pescina.

La formazione di Collarmele è il risultato di vari eventi sedimentari ed erosivi successivi alla formazione di Casoli e risulta costituita da ghiaie ed elementi poco arrotondati con intercalazioni sabbioso-limose di carattere fluviale. A queste ultime è correlata una superficie di accumulo ben conservata in prossimità dell’abitato di Collarmele.

Da quanto compreso la formazione di Collarmele rappresenterebbe l’ultima parte dello Ioniano e quindi l’ultima fase del Pleistocene Medio.

 

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130.000 – 12.000 anni fa:

PLEISTOCENE SUPERIORE (TARANTIANO):

Il periodo Tarantiano si caratterizza per le varie dinamiche climatiche, che influenzano direttamente la tipologia dei depositi. Questo periodo si suddivide in quattro sottoperiodi: 120.000-70.000 anni fa, 70.000-34.000 anni fa, 34.000-14.000 anni fa e 14.000-11.600.

In generale il Tarantiano comprenderebbe due sottoperiodi, che si riferiscono al diverso clima intercorso, ovvero il periodo interglaciale Eemiano e la glaciazione Würm.

Ma bisogna considerare che questo periodo è stato caratterizzato anche dalla grande eruzione dei Campi Flegrei che ha influenzato pesantemente il decorso climatico e di conseguenza le varie situazioni locali.

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130.000-100.000 anni fa:

PERIODO INTERGLACIALE EEMIANO

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SITUAZIONE GLOBALE

130.000-100.000 anni fa: 

PERIODO INTERGLACIALE AL LIVELLO GLOBALE

In questo periodo abbiamo un clima caldo, probabilmente il più caldo di tutti gli altri periodi interglaciali. Basti pensare che in corrispondenza di tale periodo in Inghilterra sono state trovate ossa di leoni, scimmie ed elefanti.

Il suddetto periodo interglaciale è sicuramente il lasso di tempo sopra indicato, tuttavia se si scende nel dettaglio delle località si ha una diversa tempistica.

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ITALIA

100.000-75.000 anni fa:

PERIODO INTERGLACIALE IN ITALIA

In Italia tale periodo per le Alpi risulta più ravvicinato nel tempo
poiché comprende una tempistica tra 100.000 e circa 70.000 anni fa, e a queste date faremo riferimento per descrivere ciò che avviene nella Marsica durante il Tarantiano.

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MARSICA

100.000-75.000 anni fa:

PERIODO INTERGLACIALE NELLA MARSICA: SINTEMA DI CATIGNANO

Nella Marsica il periodo Tarantiano inizia 100.000 anni fa e comprende l’intero periodo interglaciale Riss-Würm. Questo periodo nella Marsica, ma più in generale nel Sud Europa, dura più o meno fino a 75.000 anni fa.

Sul piano strutturale questo periodo vede la sismicità concentrarsi soprattutto nel bacino fucense, che acquista ora la forma definitiva che osserviamo ancora oggi.

Schema strutturale del Bacino del Fucino nel Pleistocene superiore – Olocene (Cavinato et Al, 2002).

 

La sismicità in atto nel Fucino è sempre di carattere estensionale e produce linee tettoniche che hanno direzione appenninica e antiappenninica, che strutturano la depressione fucense con una forma fisica di tipo romboidale.

Sul piano stratigrafico nella Marsica questo periodo è rappresentato dal Sintema di Catignano che occupa tutto il Periodo Eemiano tra 100.000 e 75.000 anni fa. La principale formazione del Sintema di Catignano è la Formazione di Pervole, che da sola occupa tutto il periodo che va dai 100.000 ai 75.000 anni fa.

In questa fase il Lago Fucino, in funzione dell’area che occupa, risulta capace di creare depositi lacustro-alluvionali più o meno consistenti e a ciò bisogna aggiungere i depositi fluviali e flyshoidi con cui entra in contatto, che comportano maggiori consistenze in certe zone.

I sedimenti dei depositi lacustri e fluviali che si formano consistono principalmente in limi, sabbie e ghiaie.

 

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– SINTEMA DI CATIGNANO:

Il Sintema di Catignano è un’unità compresa cronologicamente
tra il livello di alterazione pedologica dell’ultimo interglaciale (suolo “Riss-Würm” o “Eemiano”) e il livello basale delimitato da una fase di erosione.

In pratica il Sintema di Catignano, che rappresenterebbe il quarto ciclo fluvio-lacustre dell’ordine di Zarlenga, è formato soprattutto dalla Formazione di Pervole e dalla formazione di Boscito.

La formazione di Pervole è la principale nell’ambito di questo
sintema e si deposita tra 100.000 e 75.000 anni fa. Invece la formazione di  Boscito, meno stratificata di quella di Pervole, si deposita all’incirca nello stesso periodo di quella di Pervole.

L’unità sedimentaria di Pervole prende il nome da una località localizzata nel FOGLIO CARG 360 “Torre dei Passeri”. Come detto la formazione principale di questo sintema è la Formazione di Pervole.

 

• Formazione di:

Questa formazione corrisponde ad una successione sedimentaria formata da depositi ghiaioso-limosi presente ad ovest di Pescina (Messina, 1996).

Questa successione sedimentaria è profondamente incassata nella formazione di Pescina e costituita da ghiaie e limi di ambiente variabile da fluviale a lacustre.

Più precisamente si tratta di ghiaie arrotondate esubarrotondate, a elementi molto grossolani, che si rinvengono a Colle delle  Renare (altopiano di Ovindoli) e considerate da Cassoli et al. (1986) come resti di depositi morenici ed alcuni depositi detritici di versante messi in posto durante la penultima grande glaciazione.

Questa formazione comprende i limi lacustri terrazzati con sabbie vulcaniche posti ad est della Stazione di Aielli e a Cerchio anche se, in questo caso, ritroviamo i depositi all’interno di un bacino chiuso.

Di questi depositi possiamo aggiungere che la loro posizione morfostratigrafica è stata influenzata, sia dalle variazioni climatiche che dalle oscillazioni dei livelli lacustri.

Al tetto di questa successione, il cui spessore non supera i 10-15 m circa, si è sviluppata una superficie suborizzontale posta a quota 800 m s.l.m. circa, fra gli abitati di Cerchio e Pescina, interpretabile come l’originaria superficie di accumulo di questa formazione.

 

– Formazione di Boscito:

A livello cronostratigrafico da quello che si è capito la formazione di Boscito è contemporanea alla formazione di Pervole ed è quindi parte integrante del sintema di Catignano.

La formazione di Boscito prende anche il nome come “complesso del cimitero di Pescina” e ciò è menzionato nei lavori di Bosi (1989) e Bosi & Messina (1991).

La suddetta formazione è composta da orizzonti decimetrici costituiti interamente da materiali di origine vulcanica, intercalati a sedimenti di varia litologia (sabbie e subordinatamente limi e ghiaie) e probabilmente di vario ambiente.

Questo ciclo sedimentario si trova incassato entro i termini della serie precedentemente descritta, possono essere riferiti gli orizzonti di C. Colombaia e quelli del Cimitero di Pescina, che sono descritti da Zarlenga (1987) nonché ad altri livelli riconosciuti recentemente fra Cerchio e Collarmele in corrispondenza di scavi per la posa di un metanodotto.

Considerando lo schema di Zarlenga la formazione di Boscito dovrebbe essere parte integrante del quarto ciclo fluvio-lacustre.

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100.000-12.000 anni fa: PERIODO GLACIALE WURM

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SITUAZIONE GLOBALE

100.000-12.000 anni fa:

GLACIAZIONE WURM AL LIVELLO GLOBALE

A livello globale la Glaciazione Würm copre un arco di tempo che va da 100.000 a 12.000 anni fa circa.

La Terra durante la glaciazione Wurm

A livello generale questa nuova glaciazione ha prodotto un notevole abbassamento del livello del mare a causa della presenza degli enormi ghiacciai occupanti buona parte d’Europa.

A livello regionale troviamo buona parte dell’Europa del Nord sommersa da un enorme distesa di ghiaccio. Mentre nell’Europa del Sud troviamo un paesaggio più articolato, a causa della presenza dei mari e delle catene montuose che rende questi scenari diversi e più complessi e non rispondenti a pieno alle condizioni globali del clima.

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ITALIA 75.000-12.000 anni fa:

GLACIAZIONE WURM IN ITALIA

 

In Italia la glaciazione Würm inizia con un po’ di ritardo rispetto al resto del mondo in quanto come abbiamo visto la tempistica
dell’interglaciale e del periodo glaciale Würm differisce
dall’emisfero boreale. La glaciazione Würm inizia 75.000 anni fa e finisce 12.000 anni fa.

Nella zona italica la glaciazione würmiana inizia manifestandosi a tutte le quote, portando alla formazione di grandi ghiacciai. La generazione di questi ghiacciai modifica in grande la morfologia della penisola italiana, poiché si produce un notevole abbassamento del livello del mare.

In Italia questo comporta l’emersione di una grande mole di territorio che arriva a collegare l’Italia con la costa jugoslava.

Grazie a ciò abbiamo che il corso del Po prosegue fino all’altezza di Ancona dove si getta alla fine nel Mar Adriatico.

 

(Immagine da http://cronologia.leonardo.it/)

In pratica si ha la scomparsa della parte nord dell’attuale Mar Adriatico, sostituito da una lunga striscia di terra con al centro un grosso fiume, che partendo dalla zona alpina prosegue fino all’altezza di Ancona.

Se scendiamo dal livello regionale italiano al livello locale marsicano osserviamo che la tempistica dell’ultimo periodo glaciale si avvia 75.000 anni fa e si completa circa 12.000 anni fa.

Nel caso della Marsica facciamo riferimento alla tempistica del Sintema Majelama che parte come datazione più o meno a circa 75.000 anni fa e rappresenta grosso modo la glaciazione Würm nella zona marsicana.

Nella zona italica inizia la glaciazione würmiana manifestandosi a tutte le quote.

La formazione di grandi ghiacciai comporta un notevole abbassamento del livello del mare e nella regione Italia comporta l’emersione di una vasta area marina che univa l’Italia alla costa jugoslava ed era attraversata dal corso del fiume Po.

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MARSICA 75.000-12.000 anni fa:

GLACIAZIONE WURM NELLA MARSICA:

 

A livello locale della Marsica il clima glaciale si è manifestato come arido-freddo, dando luogo ad una produzione di ingenti quantità di detriti sui versanti denudati dalla copertura vegetale e al loro accumulo alla base degli stessi.

L’accumulo di questi ingenti quantità di detriti avviene grazie alle copiose acque torrentizie e fluviali, che riversandosi a valle prendono in carico il materiale presente sui versanti montuosi e lo scaricano poi a valle sotto forma di grandi conoidi di detrito (Williams et al., 1988; Ruddiman et al., 1989).

Nella Marsica la glaciazione Würm produce grandi ghiacciai sulle cime più alte dei monti che scendono poi a valle con grandi lingue. Lo scioglimento a valle di questi ghiacciai comporta una notevole quantità di acqua che si riversa nel sottostante bacino fucense, oltre che un grande quantitativo di sedimento che si deposita nel bacino.

(Immagine rielaborata da http://cronologia.leonardo.it/)

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A livello geostrutturale il territorio della Marsica risulta abbastanza definito nei suoi aspetti principali. Le spinte compressive si sono fortemente ridotte e i rilievi montuosi hanno preso più o meno le forme e dimensioni attuali. Invece il bacino del Fucino continua a strutturarsi in modo vivo tramite i movimenti estensionali dati dalle faglie dirette presenti in esso.

Il sistema estensionale del Fucino vede la creazione di nuove faglie dirette, e la riattivazione di vecchie faglie prima a carattere compressivo e ora divenute estensive. I grandi movimenti distensivi proseguono per tutto il Pleistocene con cadenze millenarie.

La geometria disegnata dai movimenti estensionali dell’area fucense viene descrivendo una depressione con una forma romboidale.

Questa geometria si forma grazie a linee tettoniche con direzione appenninica e antiappenninica. Nel mentre la depressione fucense acquista la sua struttura romboedrica, il lago formatosi in precedenza si adatta alla nuova forma tettonica acquistando i nuovi contorni naturali.

 

– A livello geomorfologico nella Marsica si ha un’accentuazione
dell’erosione lungo le aste fluviali e lungo i pendii delle montagne.

Questa erosione si manifesta nel caso delle aste fluviali con approfondimenti consistenti delle valli fluviali, che in alcuni casi, complice la forza delle acque, arriva a creare dei veri e propri canyon. Nel caso dei pendii montuosi l’erosione si ha anche sotto forma di frane più o meno consistenti.

Tuttavia l’erosione, pur rimanendo un aspetto importante riguardo alla modifica della morfologia vigente, risulta secondaria rispetto al fenomeno del glacialismo, che in questa fase predomina nella Marsica generando in modo accentuato una morfologia tipica di esso.

Il fenomeno della glaciazione si forma all’inizio sulle vette più
alte, per poi passare alle quote più basse, e visto il lungo periodo in cui perdura la glaciazione in sé, si genera in modo evidente una morfologia glaciale sulle montagne, le valli, gli altipiani, ecc., che assumono in breve una tipica morfologia di genere alpino.

Inoltre, proprio grazie alla formazione dei ghiacciai si ha un rifornimento continuo e costante di acqua nella zona.

Ciò si manifesta sia al livello di falde sotterranee, che a livello superficiale con la formazione di fiumi e torrenti vallivi, le cui acque vanno ad alimentare il grande bacino del lago Fucino e altri fiumi presenti nelle zone limitrofe.

Questo discorso si collega anche a quanto detto sopra, riguardo al fenomeno dell’erosione, accentuato proprio con questo grosso e costante flusso di acque.

Tutte le varie formazioni di sedimenti che si generano in questa fase glaciale sono state riassunte nel SINTEMA MAJELAMA.

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– SINTEMA MAJELAMA:

ll Sintema Majelama è una struttura sedimentaria che comprende diverse formazioni riferibili al periodo glaciale del Wurm, quindi a una copertura temporale che va da 75.000 a 12.000 anni fa.

Il sintema Majelama parte da una superficiale basale riferibile ad una fase di erosione fluviale o ad una fase di alterazione pedologica corrispondente all’ultimo interglaciale (suolo “Riss-Würm” o “Eemiano”).

A questa grande struttura sedimentaria fanno riferimento i grandi corpi di conoide alluvionale, provenienti dai versanti montani, che ritroviamo nella conca del Fucino (quindi parliamo del complesso conoide di Valle Majelama, che raggiunge il Fucino, con il ramo di Avezzano, fino all’estremità nord occidentale del bacino e da cui il sintema prende il nome, e delle conoidi ad ovest e a sud di Celano), i relativi depositi alluvionali terrazzati, i coevi detriti di versante (spesso stratificati), i depositi morenici, che localmente costituiscono argini laterali e archi frontali e infine i rock glaciers di Monte Velino.

Oltre a tutto questo il sintema Majelama comprende anche tutti i depositi grossolani di conoide e fini-lacustri, che si sono depositati all’interno del bacino lacustre durante le oscillazioni del lago nel periodo fra 33.000 e 12.000 anni fa.

Una caratteristica fisica da ricordare è che le conoidi alluvionali risultano prive della vegetazione e dei suoli a causa delle condizioni climatiche freddo-aride, che hanno interessato l’area del Pleniglaciale würmiano e determinato diffusamente la gelifrazione.

GEOTETTONICA NEL SINTEMA MAJELAMA

Sul piano geotettonico vediamo il completo consolidarsi del sistema estensionale nell’area marsicana con le faglie, che interessano la depressione del Fucino e che ne vengono definendo la geometria.

Sembra che durante il periodo glaciale Würm, soprattutto nell’ultima fase, a partire più o meno da circa 30.000 anni fa, la regione della Marsica e la catena del Velino-Sirente, sarebbero interessate da una ultima fase di intenso sollevamento, che porta l’area ad acquisire le dimensioni attuali.

Ciò è il risultato finale della lunga fase tettonica a cui è stato
soggetto il territorio, prima interessato da una fase tettonica compressiva e poi dal successivo regime tettonico distensionale in atto ancora oggi.

La geometria estensionale dell’area fucense termina di strutturare il bacino con la forma romboidale che ancora oggi ammiriamo. Questo stato di cose è dato dalle linee tettoniche che si muovono con direzione appenninica e antiappenninica (faglia di Luco). In questo quadro la presenza del lago evidenzia ancor più la sua forma geometrica dandole maggiore enfasi.

Allo stesso tempo sul piano morfologico si ha un’accentuazione
dell’erosione lungo le aste fluviali o lungo i pendii delle nuove
montagne.

Questa erosione si manifesta nel caso delle aste fluviali con approfondimenti consistenti delle valli fluviali, che in alcuni casi complice la forza delle acque, arriva a creare dei veri e propri canyon. Nel caso dei pendii montuosi l’erosione si ha sotto forma di frane più o meno consistenti.

Allo stesso tempo abbiamo una continuità anche nella tettonica distensiva, con l’attivazione di nuove faglie e la riattivazione di vecchie e ciò è soprattutto vero in corrispondenza della depressione del Fucino.

Qui la tettonica distensiva, in corrispondenza delle faglie bordiere della depressione (conca del Fucino), mette in evidenza i depositi di riempimento dei bacini lacustri.

Di questa tettonica distensiva si ha traccia dallo studio fatto nella regione della Marsica dove si è potuto accertare la presenza di un grande sisma  in una fascia di età compresa fra 20.000 e 18.000 anni fa.

Successivamente si ha un altro importante terremoto nell’area fucense databile all’incirca 16.000 anni fa.

Sul piano climatico vediamo come la glaciazione Würm si avvii verso la sua fase finale, che si conclude 12.000 anni fa, e notiamo come al clima freddo-arido si sostituisca mano a mano un clima temperato-umido.

Mano a mano che il clima temperato-umido avanza, si vengono a formare suoli più o meno evoluti su versanti e ripiani nuovamente vegetati.

Inoltre, vediamo come le incisioni dei depositi precedenti delle acque correnti, non avendo più ora quei carichi di detriti che trasportavano, risultano dotate di una maggiore forza erosiva.

La forza delle acque in alcuni casi è tale, grazie all’enorme
quantitativo che deriva dallo scioglimento dei ghiacciai, che si rende capace di scavare e creare valli fluviali molto velocemente arrivando anche a generare in alcuni casi dei veri canyon (= Gole di Celano) (Williams etal., 1988; Ruddiman et al., 1989).

In questa fase si nota come il livello del lago Fucino si abbassi.

SEDIMENTAZIONE DEL SINTEMA MAJELAMA

La sedimentazione del Sintema Majelama come è stato accennato comprende  diverse formazioni, le cui principali sono la formazione delle Sabbie di Monte d’Oro, la formazione delle Ghiaie di San Veneziano, la formazione delle Ghiaie di Boscito, la formazione del Detrito di Venere dei Marsi.

A queste formazioni si aggiungono numerose altre più piccole comprendenti zone locali o i vari depositi sedimentati nel Fucino. Sicuramente però il Sintema Majelama è una struttura che prende temporalmente l’intera glaciazione Würm, coprendo un arco temporale tra 75.000 e 12.000 anni fa.

A questo punto passiamo a descrivere a livello cronostratigrafico di queste formazioni appena elencate, comprendendo nella descrizione anche fattori di carattere sismo-tettonico della zona fucense e l’evoluzione delle oscillazioni lacustri del Lago Fucino.

Per prima cosa descriviamo sommariamente la grande conoide della Valle Majelama, che rappresenta in sé buona parte dell’intero sintema.

 

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CONOIDE DI VALLE MAJELAMA

In questa sede intendiamo descrivere in modo sommario il conoide di Valle Majelama che rappresenta di per sé una struttura assai complessa sia per la grandezza dell’area che occupa, sia perché al suo interno si concentrano varie sottoconoidi riferibili a periodi diversi.

Questo corpo sedimentario ha notevole importanza poiché è una delle strutture più longeve di tutti i depositi riferibili al bacino fucense, in quanto depostosi in più fasi ricoprenti l’intero arco temporale della glaciazione würmiana.

Le sequenze stratigrafiche presenti dentro il conoide di Valle Majelama, da cui il sintema prende il nome, mostrano una situazione molto articolata (Frezzotti & Giraudi, 1992) che è riferibile a ripetute fasi di avanzata e ritiro glaciali.

• Struttura del conoide di Valle Majelama :

Il corpo della conoide di Valle Majelama nasce presso il massiccio del Monte Velino, da cui scendendo a valle prendeva in corpo l’intero materiale glaciale.

 

Inquadramento geografico e bacini idrografici affluenti nell’area occupata dal conoide Valle Majelama 

( in grigio la superficie del conoide di Valle Majelama, i bacini idrografici sono delimitati dai puntini)

(Fig da Giraudi C. & Frezzotti M. (1992))

La conoide di Valle Majelama rimane nella parte alta un unico corpo centrale che raccoglie una serie di conoidi più piccole, che si sviluppano in alta quota per fondersi in una sola. Da qui la conoide scende fino a 1.100 m di quota formando un piano inclinato, inciso da un alveo principale e da alcune vallecole.

Da 1.100 m di quota la conoide scende in blocco fino ad una certa quota in direzione sud fino a quando incontra il monte di Alba Fucens che tende ad inglobare. Dal monte di Alba Fucens si divide in due rami, il ramo di Magliano dei Marsi e il ramo di Avezzano.

Il ramo occidentale di Magliano dei Marsi prosegue la sua corsa fino a 700 m s.l.m., all’incirca fino all’attuale centro di Magliano dei Marsi, dove termina.

Il ramo orientale di Avezzano invece scende fino ad Avezzano ed alla Piana del Fucino, dove termina la sua corsa a quota 650 m s.l.m. nell’estremità nord-occidentale del bacino.

Cassoli et al. (1986) e Raffy (1979, 1980-81) hanno rilevato che al momento della formazione del ramo diretto di Avezzano la stessa valle faceva parte del Fucino, mentre ora la Valle Majelama farebbe parte del bacino del fiume Salto.

La Valle Varone, una profonda incisione che si pone sul corpo principale del conoide e che si dirige verso Magliano dei Marsi, rappresenta il prolungamento della Valle Majelama; essa finisce in una piccola depressione chiusa, presente il corpo principale della conoide e il versante montuoso, presso Massa D’Albe, prodottasi per sovralluvionamento ad opera dei sedimenti della conoide.

Attualmente il bacino idrografico che fa capo a Valle Majelama non sembra quindi collegato al bacino del Fiume Salto. Al giorno d’oggi non scorre acqua negli alvei che incidono la zona, fatta eccezione per eventi di precipitazioni eccezionali.  Fa eccezione al riguardo il corso d’acqua della Valle di Peschio Cervaro, che nell’estrema porzione a valle risulta alimentato da sorgenti carsiche.

Nella parte intermedia della conoide che scende verso Avezzano e nella parte bassa di quello verso Magliano sono presenti cave di inerti molto estese; nei tagli delle cave è stato possibile rilevare la stratigrafia dei sedimenti.

–Inquadramento geologico e geomorfologico della Conoide di Valle Majelama.

Il Massiccio del Velino, alle cui falde nasce la conoide di Valle Majelama, è strutturato geologicamente da sedimenti per la maggior parte di natura carbonatica meso-cenozoica. In particolare la valle Majelama è incisa in calcari dolomitici del Dogger-Cretaceo inferiore, ma anche in calcari dolomitici del Cretaceo Superiore – Paleocene e in calcari a briozoi e litotamni del Miocene medio (Accordi et al., 1986).

La Valle Majelama, alla cui testata sono presenti cime di 2100-2200 m di quota, è stata per lungo tempo sede di ghiacciai. Cassoli et al. (1986) hanno evidenziato diverse chiare caratteristiche morfologiche glaciali ed hanno individuato diversi circhi glaciali nella zona più elevata, il cui modellamento risalirebbe al Würm III.

GIi stessi autori hanno trovato presso lo sbocco di valle Majelama diverse strutture moreniche risalenti al Würm III, poste a quote di 1.050-1.100 m e quindi contemporanee della conoide.

Il ghiacciaio di Valle Majelama ha perciò avuto nel corso del Würm III una lunghezza di 6 km. Gli stessi autori hanno definito anche lo spessore del ghiacciaio in questo periodo che doveva essere di 130-150 m.

Al di sopra dei 1.750 m Cassoli et al. (1986) hanno individuato una serie di cordoni morenici attribuiti al secondo stadio di formazione degli Appennini secondo lo schema di Federici (1979). Queste morene sbarrano la valle e risultano solo superficialmente ritoccate dall’erosione. Oltre a queste morene se ne incontrano diverse altre a varie quote di altezza che qui non riportiamo.

Il bacino idrografico di Valle Majelama ha una superficie di circa 11,5 km², mentre la superficie d’insieme delle conoidi alimentate principalmente da questo bacino è di circa 28 km².

In generale la conoide di Valle Majelama potrebbe essere stata alimentata in parte anche da corsi d’acqua provenienti dal circo orientale di Monte Cafornia (2.409 m), formato da rocce carbonatiche meso-cenozoiche (Accordi et al. 1986), dalla vasta area che comprende il versante sud-occidentale dei Monti Magnola (2.220 m) e dai versanti occidentali del Monte Mallevona (1.400 m) e de I Tre Monti (1-398 m) costituiti sia da sedimenti carbonatici meso-cenozoici che da sedimenti terrigeni miocenici (Accordi et al., 1986).

Il bacino imbrifero che fa capo a quest’ultima zona è più grande anche del bacino di Valle Majelama: tuttavia la morfologia della porzione apicale delle conoidi fluvioglaciali indica un’alimentazione prevalente da parte di quest’ultima.

Nella fase più recente delle conoidi la zona dei Monti Magnola, Monte Mallevona, e I Tre Monti ha alimentato i corsi d’acqua di Valle Solegara e Valle di Peschio Cervaro, che hanno poi contribuito alla modellazione post-glaciale della parte orientale della conoide di Valle Majelama.

Inoltre, un’altra parte di alimentazione delle varie conoidi che formavano il grande corpo della conoide di Valle Majelama dovrebbe provenire dal tratto di versante compreso tra il Monte Velino (2.487 m) ed il Monte Cafornia (2.409 m). In quest’area si riconosce un evidente circo glaciale che drena verso Massa d’Albe e quindi verso la parte distale della conoide di Valle Majelama.

Tuttavia, anche in questo caso la morfologia delle conoidi principali che formano la grande conoide Valle Majelama sembra essere stata sensibilmente influenzata dagli apporti provenienti dall’area suddetta.

–I rami di Avezzano e Magliano dei Marsi:

La conoide di Valle Majelama in prossimità del Monte di Albe si divide in due rami ognuno con una direzione diversa, il ramo di Avezzano con direzione il Fucino e il ramo di Magliano dei Marsi con direzione la località omonima. Qui di seguito descriveremo brevemente le due ramificazioni soffermandoci maggiormente nella descrizione del ramo di Avezzano.

Variazioni delle direzioni principali di flusso dei sottoconoidi fluvioglaciali del conoide di Valle Majelama, alimentati dal ghiacciaio di Valle Majelama

Le direzioni di flusso si muovono verso i due rami di Avezzano e Magliano dei Marsi.

(Fig da Giraudi C. & Frezzotti M. (1992))

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Ramo di Magliano dei Marsi:

Il ramo di Magliano dei Marsi della conoide di Valle Majelama è formato da varie sottoconoidi, che sono costituite principalmente da ghiaie calcaree disposte all’interno della matrice sabbiosa calcarea, non stratificate.

All’interno di questo grande calderone sono presenti anche ghiaie in matrice terrosa, che sono coperte con contatto netto e rettilineo da limi argillosi, e piccole lenti di materiale vulcanico.

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Ramo di Avezzano:

Il ramo conoidale di Avezzano parte all’incirca dal monte di Albe e arriva fino al Fucino nell’estremità nord-occidentale del bacino.

Al livello stratigrafico, in questa parte della conca del Fucino occupata dai sedimenti della conoide di Valle Majelama, troviamo limi ed argille che risultano sovrastati da livelli ghiaiosi con abbondanti frazioni piroclastiche.

Questi sedimenti contengono un livello di argille ricco di materia organica dove vediamo che una datazione fatta con ¹⁴C ha rilevato un’età più antica di 39.500 anni B.P. (Frezzotti &Giraudi, 1992).

Successivamente dopo una forte incisione si sono deposti sedimenti di conoide fluvioglaciale su cui si sono sviluppati suoli abbastanza evoluti, a spese di sedimenti contenenti una forte frazione piroclastica.

A questi sedimenti sono seguiti altri costituiti da limi con intercalazioni di 6 m di ghiaie e colluvi di suolo. Successivamente questi suoli sono stati ricoperti da sedimenti ghiaiosi per decine di metri. Tutto ciò corrisponde al modellamento della superficie deposizionale della conoide.

In base a quanto osservato da Galadini et al. (1997b), si sono rinvenuti sedimenti di conoidi di varia età tardo pleistocenica, praticamente fino al Tardiglaciale würmiano, intercalati a depositi lacustri più recenti.

In pratica i sedimenti di conoide si intercalavano a depositi lacustri come evidenziato in alcune sezioni a sud dell’area presso Magliano dei Marsi (Galadini et al., 1997b).

La stratigrafia dei sedimenti coevi riportata da Giraudi (1998) e da Galadini et al. (1997b) mostra come tra le fasi più antiche di 35.000 e 18.000 anni B.P., la deposizione di sedimenti alluvionali si estendesse notevolmente in direzione del lago.

Successivamente, in corrispondenza di una fase di alto livello lacustre, i sedimenti alluvionali vengono ricoperti da limi argillosi nelle zone più basse mentre al margine del lago si formano spiagge ciottolose in corrispondenza delle quali si modellano alcune grotte litorali.

C’è da dire inoltre che non si sono avute informazioni circa le caratteristiche delle sedimentazioni riguardo all’eventuale presenza di discordanze erosive nella parte basale di questa unità, e ciò sia all’interno della Valle Majelama che sui margini del bacino.

In base a quanto studiato osservando la stratigrafia dei pozzi gentilmente concessa dalla E.R.S.A.N. e S.A.R.A, vediamo che nel sottosuolo sono talora presenti ghiaie, fino a 50-60 metri di profondità, e ciò non riuscendo a definire bene se esse formino più unità deposizionali.
Per esempio, vicino ad Avezzano si ritrovano dapprima limi sabbiosi, che localmente raggiungono i 30 m di spessore, e quindi argille grigie di cui però non si conosce lo spessore.

Un’altra importante sedimentazione detritica è registrata in corrispondenza del Pleniglaciale e nel Tardiglaciale(Giraudi, 1995a); all’unità sono riferiti anche detriti più antichi, datati a 32.520 ± 500 anni B.P. da Galadini et al. (1997b).

A questi sedimenti si intercalano due livelli tufitici, uno di provenienza etnea datato a 14.000 anni B.P. (Narcisi, 1993) e un altro datato a poco meno di 19.100 anni B.P. (Giraudi, 1995a).

Insieme alla deposizione delle conoidi si assiste a varie oscillazioni del livello del lago Fucino che riassumendo vede una forte risalita di livello tra 33.000 e 20.000 anni fa, quindi una fase di lenta ma costante discesa divisibile tra 20.000-18.000 anni fa, 18.000-15.000 anni fa e in ultimo 15.000-12.000 anni fa (Zarlenga, 1987; Giraudi, 1988).

Da queste fasi di oscillazioni derivano le continue intercalazioni tra sedimenti grossolani di conoide e sedimenti fini lacustri come ampiamente osservato ad est di Avezzano.

Circa 20.000 anni fa alla fine della fase di alto livello lacustre, nei pressi di Venere dei Marsi e del Riparo Maurizio, poco più a sud dell’area studiata, si è modellata una superficie di abrasione su roccia cui localmente, sulle pareti calcaree, corrispondevano solchi di erosione e nicchie. Queste ultime, durante la successiva fase di basso livello, fornivano riparo a portatori della cultura epigravettiana (“Bertoniano”) (Radmilli, 1956; 1957). Questa struttura ha terminato di svilupparsi circa 18.000 anni fa circa.

Successivamente questi stessi ultimi sedimenti tra 17.616-16.347 anni fa (Galadini et al., 1997b) sono stati sepolti da detriti stratificati (Radmilli, 1963; Giraudi, 1995a) contenenti un livello piroclastico di origine etnea e associato all’evento esplosivo dell’ignimbrite di Biancavilla-Montalto.

Presso Molini Venere Galadini et al. (1997b) hanno effettuato sondaggi dove sono stati riscontrati sedimenti limoso-argillosi e limosi dell’età di 10.400 ± 140 anni B.P.

Questi con la loro presenza testimoniano come, durante il Pleistocene superiore, nella parte più depressa del lago predominasse invece la sedimentazione fine.

Nella parte superiore dei sedimenti limosi questi autori notano una discordanza erosiva collegata ad un abbassamento del livello del lago successivo a 12.100 B.P. e verosimilmente correlata a torbe datate 10.990 B.P.

A questi sedimenti ne seguono altri di materiale lacustre datati fra 8.660 e 7.120 B.P. ricoperti a loro volta da sedimenti lacustri più recenti.

Tornando alla Valle Majelama, aggiungendo anche la vicina Valle Genzana, si può affermare che queste erano occupate da vasti ghiacciai la cui azione erosiva ha dato la tipica forma a U (Zarlenga, 1987; Frezzotti & Giraudi, 1992).

In generale si osserva che tutto il settore montano del Massiccio del Velino-Monti della Magnolia-Monte Sirente sia stato fortemente interessato dal modellamento glaciale. Infatti un forte numero di cordoni glaciali caratterizza anche l’area dei Piani di Pezza e di Ovindoli (Biasini, 1966; Giraudi, 1989), della valle della Duchessa e, in generale, di tutte le più importanti valli di questo settore dell’Appennino centrale.

Per quanto concerne più in dettaglio l’età di questi depositi,
Frezzotti & Giraudi (1992) riferiscono che sulla conoide fluvioglaciale di Valle Majelama si ritrova un tephra datato da Radmilli (1981) a poco meno di 14.580 anni B.P.

Quest’ultimo è stato successivamente attribuito da Narcisi (1993) all’eruzione Biancavilla-Montalto dell’Etna (datata 14.000 anni B.P.).

Più in generale Giraudi & Frezzotti (1997) nel lavoro svolto sul glacialismo del Gran Sasso sostengono che la massima espansione glaciale nel Centro Italia venga raggiunta circa 22.680 anni B.P.

Dopo questo massimo si hanno le prime fasi di ritiro glaciale che iniziano attorno a 21.000 anni B.P. e s’intensificano in modo vigoroso circa 18.000 anni B.P.

In questo quadro vediamo che tra 20.000 e 18.000 anni fa il Lago Fucino raggiunge il massimo di livello attestandosi sui 710-725 m s.l.m. Questo ci porta a dire che la superficie del Lago Fucino in questo momento occupa non solo la zona della conca del Fucino, ma anche tutti i Piani Palentini, che si raccordano al Fucino tramite il collegamento naturale esistente tra la dorsale del Monte San Nicola e quella del Monte Salviano.

Tornando alla conoide Majelama gli stessi autori dicono di riconoscere molti fronti morenici che si collegano alle fasi di ritiro dei ghiacciai, anche se possono essere ricollegati alle ultime e piccole fasi tardive di riavanzamento.

Di queste ne sono state individuate due, la più recente di 16.000 anni B.P. e la seconda databile attorno agli 11.000 anni B.P.

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– STRATIGRAFIA SINTEMA MAJELAMA 75.000-12.000 anni fa :

Dopoaver discusso della conoide di Valle Majelama parliamo delle principali formazioni che compongono il sintema Majelama. Insieme a questo accenneremo alla situazione sismotettonica che ha interessato la zona fucense durante la glaciazione Würm e agli effetti di questa sulle oscillazioni del lago.

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75.000-55.000 anni fa:

FORMAZIONE DELLE SABBIE DI MONTE D’ORO

– Le sabbie di Monte d’Oro sono una formazione che si deposita tra 75.000 e 55.000 anni fa circa, su una superficie di erosione incisa.

Esse sono costituite da sabbie limose e ghiaie sabbiose la cui età risale alla prima fase glaciale del Pleistocene superiore, che secondo Panizza (1985) corrisponde appunto al periodo 75.000-55.000 anni fa.

Questa formazione risulta osservabile presso Avezzano in prossimità della superficie di abrasione alla base del Monte Salviano. Questa è stata osservata in diverse occasioni in zone di cantiere presso Avezzano.

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55.000-34.000 anni fa:

FORMAZIONE DELLE GHIAIE DI SAN VENEZIANO

– Le ghiaie di San Veneziano sono una formazione successiva alle sabbie di Monte d’Oro e si stratificano più o meno tra 55.000 e 34.000 anni fa.

Esse sono costituite da ghiaie sabbiose e sabbie ghiaiose a volte con presenza di ciottoli ben arrotondati, ma talora angolosi con spigoli appena smussati, in straterelli orizzontali o inclinati. In questi ultimi si intercalano livelli di ghiaie senza matrice, generalmente ben arrotondate, livelli di limi sabbiosi e argillosi.

L’insieme suggerisce un ambiente di sedimentazione deltizio, con delta in fase di progradazione. In pratica le ghiaie di San Veneziano sono depositi deltizi.

Come detto sopra l’età delle ghiaie di San Veneziano è compresa tra 55.000 e 40.000 anni fa. Ciò perché questa formazione nei pressi di Avezzano poggia su un’area di erosione incisa dentro sabbie limose e ghiaie sabbiose (formazione delle sabbie di Monte d’Oro) la cui età risale alla prima fase glaciale del Pleistocene Superiore, ovvero tra 75-55.000 anni fa.

Quindi logica vuole che l’età di tale formazione sia più giovane,
ma più antica delle ghiaie di Boscito (30-18.000 anni fa) che la
ricoprono uniformemente. Inoltre, in questa formazione si rinvengono prodotti vulcanici riferibili all’Ignimbrite Campana (Capaldi et al., 1985).

In base agli studi svolti risulterebbe che il livello del Lago Fucino in questa fase sia compreso tra 690 e 710 m s.l.m.

 

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40.000 anni fa:

ERUZIONE FLEGREA DELL’IGNIMBRITE CAMPANA

All’interno della formazione delle Ghiaie di San Veneziano troviamo alcuni livelli vulcanici che rappresentano la deposizione del materiale vulcanico proveniente dall’eruzione dei Campi Flegrei in occasione dell’enorme eruzione passata alla storia come “Ignimbrite Campana”.

L’Ignimbrite Campana è la più potente eruzione del vulcano flegreo del suo tempo, ma probabilmente degli ultimi 40.000 anni al livello globale.

Il materiale eruttato dal vulcano si propaga sia in Italia che all’estero. Questa eruzione è talmente potente da avere effetti globali capaci di condizionare il clima per lungo tempo come pochi altri esempi.

Come detto prima nella Marsica le tracce di questa gigantesca eruzione si rinvengono nella formazione delle Ghiaie di San Veneziano, dove troviamo livelli di materiale vulcanico coevi con l’Ignimbrite Campana.

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40.000-22.000 anni fa:

CAMBIAMENTO CLIMATICO ALL’INTERNO DELLA GLACIAZIONE WURM

Probabilmente anche a causa di questa grande eruzione si ha una recrudescenza della glaciazione Würm, con graduale passaggio a livello climatico verso una fase di minore insolazione estiva e una maggiore insolazione invernale.

Il  cambiamento climatico si manifesta fin da subito e i maggiori effetti li ritroviamo al livello di flora e fauna.

Seguendo l’analisi di Sala (1983) a Marina di Camerota che analizza le varie faune trovate nella zona, il clima di questo periodo risulta fresco e molto umido.
Una delle conseguenze non ancora del tutto indagate in proposito riguarda la totale scomparsa dell’uomo di Neanderthal, che tende a scomparire proprio 40.000 anni fa. Probabilmente la fortissima eruzione ha prodotto un’accelerazione del declino di tale ominide. Tuttavia, a questo riguardo ci fermiamo qui, in quanto questo esula dalla nostra trattazione.

Tornando alla Marsica e quindi al bacino fucense, la conseguenza più vistosa del cambiamento climatico è un lento innalzamento del Lago Fucino, che inizialmente fino a circa 34.000 – 33.000 anni fa non avrebbe superato una certa soglia, ma che poi sarebbe aumentato vistosamente. Tutto ciò risulta evidente nella successiva formazione.

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34.000 – 18.000 anni fa:

FORMAZIONE DELLE GHIAIE DI BOSCITO:

La formazione delle Ghiaie di Boscito si è deposta tra 34.000 e 18.000 anni fa ed è formata da depositi fluvio-lacustri.

Rispetto a quanto si è inteso dalla catalogazione fatta da Zarlenga (1987) la formazione delle Ghiaie di Boscito rappresenterebbero il VII ciclo fluvio-lacustre.

In questa formazione si rivengono numerose tracce della recrudescenza della glaciazione Würm, che porta all’aumento dei ghiacciai e all’innalzamento del livello del Lago Fucino.

In generale le ghiaie di Boscito sono formate principalmente da depositi lacustri,  costituiti da ghiaia e ghiaietto fine, generalmente senza matrice, in strati orizzontali o leggermente inclinati verso il centro del bacino del Fucino, indicante quindi un ambiente di sedimentazione lacustre litorale.

Questa sedimentazione lacustre dimostra l’innalzamento costante del Lago Fucino, che partito dai 690 m s.l.m. circa 34.000 anni fa è arrivato a salire a circa 720 m s.l.m. nel periodo 20.000-18.000.

Questa condizione è visibile anche riguardo i ghiacciai che in questo periodo hanno un notevole incremento e ciò è stato già oggetto di discussione nell’ambito della trattazione sulla grande conoide Majelama.

Questa formazione va quindi distinta in due periodi, il primo compreso all’incirca tra 34.000 e 20.000 anni fa che vede un aumento lacustre sui 690-710 m s.l.m., e il secondo tra 20.000 e 18.000 anni fa che vede un forte innalzamento di livello che si attesta all’incirca sui 700-725 m s.l.m.

Sulla base di ciò, quindi, tratteremo separatamente questi due periodi, entrambi presenti nella formazione delle Ghiaie di Boscito.

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34.000-20.000 anni fa:

1 PERIODO

In questa fase secondo Giraudi (1988) il livello lacustre del Fucino sale a 690-710 m s.l.m.

Immagine rielaborata e approssimativa della
probabile area occupata dal Lago Fucino in questa fase

Secondo Giraudi la principale causa dell’incremento di livello del lago è il risultato finale del cambiamento climatico legato alle posizioni orbitali della Terra, che producono in questa fase il passaggio verso estati con minore insolazione opposto a quanto accade d’inverno ove c’è maggiore insolazione.

Questo porta al livello globale alla grande crescita dei ghiacciai, mentre al livello locale sia alla crescita dei ghiacciai del Velino-Sirente che all’aumento del livello del Fucino.

È chiaro che su una scala temporale di 13.000 anni il lago risente di tante situazioni e quindi di diverse oscillazioni, ma la tendenza dimostrata è sicuramente di un incremento di livello e quindi di un ingrandimento di dimensioni del lago stesso che viene sempre più occupando il territorio circostante.

– 22.680 anni fa:

IL GLACIALISMO IN ABRUZZO RAGGIUNGE IL SUO PICCO DI ESPANSIONE

Sulla base degli studi svolti da Giraudi e Frezzotti (1997), riportati nel lavoro svolto sul glacialismo del Gran Sasso, si sostiene che la massima espansione glaciale nel Centro Italia sia stata raggiunta circa 22.680 anni B.P.

In base a ciò si osserva un consolidamento nell’innalzamento del Lago Fucino che si attesta sempre più sui 710 m s.l.m.

 

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20.000-18.000 ANNI FA:

2º PERIODO

In questa fase il livello del Lago Fucino raggiunge il suo picco con una media di 700-725 m s.l.m.

Secondo la ricostruzione fatta, in modo superficiale, il lago comprenderebbe in questo periodo anche i Piani Palentini con i quali sarebbe un tutt’uno, ricollegandosi a loro in prossimità della fine della dorsale del Monte Salviano e l’inizio della dorsale del Monte San Nicola. In questo quadro il lago riuscirebbe persino a penetrare un po’ all’interno della Valle della Solegara arrivando quasi a lambire il colle di Albe.

 

Immagine rielaborata e approssimativa della
probabile area occupata dal Lago Fucino in questa fase

 

Quanto detto partirebbe dall’osservazione di Giraudi (1988) che attesterebbe il livello del Lago Fucino più o meno sui 725 m s.l.m.

Il livello del Lago Fucino subisce quindi un incremento significativo rispetto al periodo precedente, probabilmente raggiungendo il suo picco massimo al livello storico-geologico. In questo contesto abbiamo il rapporto P-E che risulta aumentato rispetto al periodo precedente.

Dal complesso di informazioni che si hanno, si può immaginare che l’aumento di livello del Lago Fucino in questa fase sia correlabile con periodi anche anteriori.

Dall’osservazione di alcuni manufatti rinvenuti nella spianata di Pescina, che sono stati datati al Musteriano ovvero al Paleolitico Superiore in facies pre-bertoniana, si è desunto che la spianata di Pescina si sia formata fra 30.000 e 18.000 anni fa.

Considerando il picco di espansione dei ghiacciai a circa 22.000 anni fa e la conseguente crescita del lago che ne è seguita, si è convenuto che le oscillazioni lacustri si attestino in questa fase (20.000-18.000 anni fa) all’incirca tra le quote 700-725 m s.l.m., raggiungendo in diversi momenti il livello di 725 m.

Se ciò fosse ulteriormente confermato, avremmo davanti una situazione di un Lago Fucino enorme come estensione, e in questo caso sarebbe addirittura possibile parlare di un piccolo mare interno all’Italia.

Verso la fine di questo periodo di massima glaciale abbiamo l’inizio di un nuovo cambiamento climatico come sostenuto da Berger (1978). Berger indica che in questa fase vi sia un progressivo passaggio a una nuova tipologia climatica, caratterizzata da estati brevi con forte insolazione e inverni lunghi con bassa insolazione.

Ciò indica al livello locale una ritirata dei ghiacciai e un calo importante del livello del Lago Fucino, che si attesta sui 690-710 m s.l.m. Stiamo quindi entrando in una nuova fase temporale.

Secondo lo studio di Radmilli (1977) prima di 18.000 anni fa il livello del Lago Fucino si è andato rapidamente abbassando ad una quota di 700-710 m s.l.m. Questo avrebbe consentito poi l’insediamento di genti di cultura bertoniana presso le grotte della zona, a loro volta parzialmente riempite di ghiaie lacustri correlabili con una datazione a circa 18.000 anni fa.

 

– 20.000-18.000 ANNI FA:

IMPORTANTE SISMA NELL’AREA FUCENSE

Da analisi svolte sul territorio Giraudi ha riconosciuto la forte probabilità che in questa fase vi sia stato un fortissimo sisma a carattere estensionale nell’area del Fucino.

 

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18.000-16.000 ANNI FA:

FORMAZIONE DEL DETRITO DI VENERE DEI MARSI

Questa formazione, da noi chiamata arbitrariamente Detrito di Venere dei Marsi, in quanto al momento non si è riusciti a risalire al nome reale, indica però in modo corretto il luogo da cui si è formata e che in qualche modo rappresenta questo periodo al livello locale.

In generale però il materiale deposto in questa fase si ricollega ai vari depositi prodottisi nel più vasto periodo 18.000-13.000 anni fa, corrispondenti alle varie conoidi più grandi e più piccoli che si hanno nella conca fucense. Per cui parleremo più avanti dei depositi di materiale nella conca fucense riferiti a queste conoidi.

 

– Il cambiamento climatico nella fase 18.000-16.000 anni fa

Con questa formazione abbiamo indicazioni che siamo in una fase di ritiro dei ghiacciai iniziata prima di 18.000 anni fa, provocando l’abbassamento del livello del Lago Fucino a una quota di 700-710 m s.l.m.

Nel corso di questa nuova fase il Lago Fucino continua la sua discesa attestandosi sui 690-700 m s.l.m. Ciò ci dice quindi che siamo giunti alla fase finale della glaciazione würmiana.

In questa fase il clima diventa freddo umido, e si consolida la fase wurmiana di ritiro dei ghiacciai, che tuttavia registreranno ancora piccole fasi di riavanzamento più avanti. Questo è quanto rilevato da Giraudi e Frezzotti nel loro lavoro del 1997 sul glacialismo del Gran Sasso.

Ulteriori prove circa la diminuzione del livello del lago Fucino nel range di oscillazione di 690-700 m, sono date dal rilevamento delle associazioni faunistiche. Queste indicano alternanze di fasi di freddo moderato e intenso con punti di freddo molto intenso verso la fine della glaciazione würmiana.

Quanto rilevato è in linea con quanto sostenuto da Giraudi e Frezzotti (1997), in cui sono segnalate piccole variazioni di glacialismo che indicano momenti di riavanzamento.

In questa fase si registra perciò una generale diminuzione del livello lacustre con un clima fatto di estati via via più brevi con una forte insolazione e inverni via via più lunghi con una bassa insolazione. Ciò produce una generale diminuzione delle precipitazioni e un aumento della evaporazione estiva.

Sul piano sedimentario la riduzione dei ghiacciai in questa fase è testimoniata dalla presenza di conoidi fluvioglaciali (come quello della Valle Solegara) che tagliano le morene frontali legate alla massima espansione, e poi secondo Federici (1979), si sono avute in altre fasi pulsazioni di riattivazione glaciale.

In questa fase il livello del Lago Fucino ha subito una certa diminuzione, ma non a causa dell’alimentazione che in questa fase è cospicua, visto lo scioglimento dei ghiacciai, ma a causa del forte aumento della evaporazione estiva.

Infatti, l’aumento dell’evaporazione estiva nel bacino di alimentazione e nello specchio d’acqua in tale periodo deve essere stato importante per il bilancio idrico del lago, poiché è riuscito a compensare l’incremento di alimentazione prodotto dallo scioglimento dei ghiacciai, non smaltito dagli inghiottitoi, anzi addirittura l’aumento di evaporazione è stato tanto intenso da causare anche un certo abbassamento del lago.

Tornando a Berger (1978), egli sostiene che la causa del calo costante del Lago Fucino protrattasi fino all’Olocene, nonostante alcune fluttuazioni, vada ricercata nelle posizioni orbitali della Terra, che determinerebbero un passaggio verso estati brevi con forte insolazione ed inverni lunghi con scarsa insolazione, e ciò sarebbe proprio la situazione di questa fase.

Quindi il filo conduttore di tutte queste considerazioni è il cambiamento climatico che ha permesso il passaggio dal massimo glaciale del periodo 33.000-18.000 anni fa, al calo successivo 18.000 -12.000 anni fa.

Le analisi su questi dati climatici considerano l’analisi dei possibili  scenari derivanti dalle oscillazioni del livello del lago, delle nevi e dei ghiacci, e le conseguenze in termini di mutamenti dell’aspetto floristico e faunistico nel territorio della Marsica.

Questi ultimi dati derivano principalmente dalle ricerche archeobentoniche e archeozoologiche a oggi note (Wilkens, 1991; Alahique e Recchi, 2001).

Per i livelli del lago, considerando le oscillazioni suggerite da Radmilli (Radmilli, 1977) e dagli studi geologici e paleoclimatici di Giraudi (Giraudi, 1991, 1995a, 1995b, 1995c), abbiamo fasi d’innalzamento del livello lacustre corrispondenti alle variazioni climatiche in senso freddo.

Quindi, riassumendo, in questa fase con il Lago Fucino siamo in un range di 690-700 m. s.l.m. considerando piccole fasi più o meno fredde che condizionano direttamente il lago.

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17.000-16.000 anni fa:

GRANDE EVENTO SISMICO NELLA MARSICA

– In questa fase secondo Giraudi vi sarebbe stato un forte terremoto che avrebbe sconvolto la Marsica.

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16.000-15.000 anni fa:

RIATTIVAZIONE DEL FRONTE GLACIALE.

 

Immagine rielaborata e approssimativa della
probabile area occupata dal Lago Fucino in questa fase

 

– Secondo Giraudi & Frezzotti (1997) in questa fase si è avuta una certa diminuzione di temperatura, che ha prodotto un nuovo aumento del fronte glaciale e un nuovo aumento del lago che comunque non dovrebbe superare i 700 m s.l.m., rimanendo quindi abbastanza stabile.

In questo periodo, in base alle conoscenze attuali il clima dovrebbe essere stato freddo-secco, in corrispondenza del quale si sarebbe verificato un abbassamento del limite delle nevi perenni e una conseguente risalita del livello lacustre, che tuttavia non supera i 700 m s.l.m. ma anzi il limite sarebbe anche un po’ più basso.

Questo  innalzamento non comporta una nuova inversione nella frequentazione dell’uomo preistorico nelle grotte basse antistanti il lago. Infatti non vi sono tracce di livelli a ciottoli o limi lacustri nelle fasi recenti di Grotta Tronci e Riparo Maurizio poste a 700 m s.l.m.

Si può dunque ipotizzare che il lago rimane al di sotto di questa quota, permettendo agli uomini di Grotta Tronci e Riparo Maurizio di continuare ad occupare anche stagionalmente i due siti, fino a quando non vengono completamente ostruiti dal detrito di falda. A ciò vanno aggiunte le scoperte in merito alla fauna locale che s’ipotizza frequentasse questi ambienti (soprattutto gli equidi). Pertanto, si potrebbe ipotizzare una fase di occupazione di questi ambienti nel periodo tra 17.000 a 15.000 anni fa.

A quanto detto va aggiunta la considerazione di Giraudi, che sostiene che il livello lacustre non superasse i 700 m s.l.m., giustificando ciò con l’osservazione riguardo ai rilevamenti fatti e stabilendo che l’unghia delle conoidi fluvioglaciali di età 16.000-15.000 B.P. sarebbe compresa tra 690 e 700 m. s.l.m.

Ciò indicherebbe perciò un livello lacustre compreso tra 695-700 m s.l.m. quindi di poco superiore al range 690-700 m del periodo precedente, ma sostanzialmente stabile. Allo stesso modo dovremmo avere una certa stabilizzazione anche per le acque dei Piani Palentini, che pur non essendo alimentati da sorgenti importanti dovrebbero essere rimasti abbastanza stabili in questo periodo.

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15.000-14.000  ANNI FA:

LIVELLO CINERITICO

In alcune stratificazioni di questa età è stato trovato un livello cineritico appartenente alla nuova eruzione flegrea detta “Tufo giallo napoletano”.

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18.000-14.000 anni fa:

CONSIDERAZIONI SULLE DEPOSIZIONI MATERIALE SEDIMENTARIO

Precedentemente si è accennato alla formazione cosiddetta del Detrito di Venere dei Marsi: in generale il materiale deposto in questi 5.000 anni al livello della conca del Fucino è da riferirsi alle varie conoidi presenti intorno alla conca.

Nell’area fucense esistono alcune grandi conoidi più o meno coeve, la conoide di Valle Solegara, appartenente alla grande conoide Majelama, le conoidi di Celano, la conoide di Vallelonga e la conoide di Lecce nei Marsi. Accanto a queste ve ne sono altre più piccole tra loro correlabili come età e sospese rispetto alla porzione più depressa del Glacis di Pescina – San Benedetto.

Andando ora a descrivere queste conoidi affrontiamo di riflesso le strutture deposizionali che si formano in questo periodo.

Le due conoidi principali, quella di Vallelonga e di Valle Solegara (conoide Majelama) sono costituite da sedimenti fluvio-glaciali collegati direttamente con apparati morenici, la cui età Raffy (1979-80) attribuisce al Würm III.

Le conoidi del Torrente La Foce di Celano e del torrente della Valle di Lecce nei Marsi sono meno grandi arealmente, ma la forma è comunque riconoscibile.  Nell’area posta ai bordi dei rilievi che si estendono tra Celano e Gioia dei Marsi vi sono altre conoidi minori, ma di analoga posizione stratigrafica.

I sedimenti che formano tutte queste conoidi sono soprattutto composti da ghiaie (Ghiaie di Vallelonga), di vario diametro, con matrice sabbiosa generalmente a stratificazione non ben osservabile.

Al riguardo segnaliamo lo studio di Zarlenga (1986) riguardo a una cava situata presso Trasacco, in corrispondenza dell’unghia della conoide di Vallelonga. Qui sono stati trovati, sotto la copertura di Ghiaie di Vallelonga, limi sabbiosi lacustri finemente stratificati di colore nocciola (Limi di Trasacco) ricoprenti con contatto netto argille limose grigio-blu (Argille di Trasacco), più ricche di sostanze organiche rispetto ai limi.

Le argille poggiano al loro volta, mediante una superficie di erosione, su ghiaie sabbiose grossolane (Ghiaie di Trasacco). Non si possiedono elementi per inquadrare cronologicamente la suddetta serie, anche se sembrerebbe ragionevole attribuire i Limi di Trasacco ad un periodo freddo e le sottostanti Argille di Trasacco ad un periodo caldo e ciò per un differente contenuto di sostanze organiche maggiore per le argille che i Limi (Leonard, 1986; Ferry & De Beaulieu, 1986).

Dubitativamente si ritiene che i Limi di Trasacco siano coevi con le Ghiaie di Vallelonga, le Argille di Trasacco coeve con le Ghiaie di San Veneziano e le Ghiaie di Trasacco con le Sabbie di Monte d’Oro.

In generale i sedimenti appartenenti alle conoidi menzionate risultano coperti localmente da un livello cineritico con grossi cristalli di biotite (Michetti, 1986) correlabile con altri livelli analoghi rivenuti in grotte esistenti intorno alla Piana, che possiedono spessore di 8-10 cm, compresi tra un orizzonte archeologico che comprende focolari datati a 14.500 anni fa ed orizzonti mesolitici segnalati da Radmilli (1977) databili a 10.500 anni fa.

Tra le eruzioni avvenute nel periodo 15.000-10.500 anni fa l’unica eruzione che sembra avere avuto una potenza tale da generare questa stratificazione sembra essere quella flegrea di 13.000 anni fa, definita Tufo Giallo Napoletano.

Localmente, sulle conoidi descritte si ritrovano straterelli di ghiaie in matrice scura,  con intercalazioni di suoli colluviali che, ad est di Avezzano, contengonoframmenti di ceramica fluitata attribuibili al Neolitico o all’Età del Bronzo (Zarlenga, 1986).

Le conoidi si sono costituite perciò in un arco di tempo compreso tra 18.000 (età spianata di Pescina) e 13.000 anni fa (Tufo Giallo Napoletano).

La formazione di questi depositi è iniziata 18.000 anni fa con il
progressivo avvento del nuovo clima, che favoriva accumuli niveo-glaciali durante i semestri autunno-invernali lunghi e con bassa insolazione e il loro rapido scioglimento nei periodi estivi brevi con insolazione elevata; ciò doveva dare luogo ad improvvisi aumenti di portata dei fiumi e di conseguenza a forte trasporto solido durante i periodi estivi.

La successiva fine di queste conoidi è arrivata verso i 13.000 anni a causa delle mutate condizioni climatiche, in conseguenza delle diverse condizioni astronomiche. Ciò ha modificato ancora il clima portandolo verso semestri primaverili-estivi con minore insolazione e con più lunghi autunno-inverni con insolazione maggiore, ma più breve (Berger, 1978).

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14.000-11.600 ANNI FA:

ULTIMO RIAVANZAMENTO DEI GHIACCIAI

– Secondo Giraudi & Frezzotti (1997) in questa fase si è avuta una brusca diminuzione di temperatura che ha portato a una nuova e breve fase di riavanzamento glaciale.

Ulteriore prova di questa breve nuova fase fredda viene da Sala (1983), il quale analizza le faune del tempo. Ebbene, dall’analisi della fauna rinvenuta nella grotta Paglicci il clima doveva essere molto freddo, anche se intermezzato da qualche breve fase temperata.

 

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14.000-11.600 anni fa:

IL LIVELLO DEL LAGO FUCINO DOVREBBE ATTESTARSI SUI 680 m s.l.m.

Immagine rielaborata della probabile area occupata
dal Lago Fucino e lo stagno dei PiP d in questa fase

 

In questa fase il clima cambia ancora caratterizzandosi per semestri primaverili-estivi con minore insolazione e con più lunghi autunno-inverni con insolazione maggiore, ma più breve (Berger, 1978).

Con queste mutate condizioni il livello del Lago Fucino scende a 680 m. s.l.m. Ciò è anche confermato dagli studi di Giraudi (1988).

Egli ha evidenziato che l’unghia delle conoidi fluvioglaciali di età più antica di 13.000 anni, si trova a quote comprese tra 680-700 m s.l.m. e quindi il livello lacustre doveva essere più basso o al più non oltre i 680 m s.l.m.

– Secondo Sala (1983) il clima nel periodo 13.000-11.000 sarebbe in questa fase temperato con punte un po’ più fredde. Quanto sostenuto si è basato sullo studio della fauna rinvenuta nella Grotta Paglicci, dove è possibile analizzare associazioni faunistiche che coprono un arco di tempo piuttosto lungo.

E’ probabile che in questa fase si sia consumata l’ultima fase dello specchio lacustre presente nei Piani Palentini che prima si è trasformato in uno stagno e poi è in seguito scomparso del tutto.

 

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11.700 ANNI FA:

FINE DELLA GLACIAZIONE WÜRMIANA

– Finita l’ultima fiammata del glacialismo inizia una nuova fase climatica che produce il ritiro definitivo dei ghiacciai, definendo così anche la fine della glaciazione würmiana. Si passa in generale da un clima freddo-arido ad uno temperato-umido.

 

 

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