18.000-14.000 ANNI FA: FORMAZIONI MINORI NELLA CONCA DEL FUCINO
Il periodo che stiamo descrivendo, che copre un arco temporale di 5.000 anni, è stato da noi definito sommariamente delle formazioni minori nel Fucino. Vale a dire che in questo periodo si riscontrano diverse formazioni locali non appartenenti a un’unica formazione, ma comunque coeve.
Chiaramente questo modello stratigrafico è molto sommario e cerca solo di dare un ordine a un angolo d’Italia approfondito dagli studiosi, ma ancora scarsamente conosciuto. Colgo l’occasione per sperare che questo piccolo lavoro divulgativo possa fare da base a molti per approfondire ulteriormente l’argomento.
A questo punto approfondiamo questa fase spiegando brevemente le principali formazioni sedimentarie di questo periodo a cui aggiungiamo alcuni fatti di natura geo-strutturale.
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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. Sembrerebbe poi che i sedimenti presenti nel settore orientale del Lago Fucino, che sono depositi appartenenti a un VII ciclo fluvio-lacustre, siano correlabili ad una fase “intrawürmiana”.
In generale, però, il sedimento deposto in questa fase si ricollega ai vari depositi prodottisi nel periodo 18.000-14.000 anni fa, corrispondenti alle varie conoidi più grandi e più piccole che si hanno nella conca fucense. Pertanto parleremo più avanti dei depositi di materiale nella conca fucense riferiti a queste conoidi.
– 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 indica quindi che siamo giunti alla fase finale della glaciazione würmiana.
In questa fase il clima diventa freddo-umido, e si consolida la fase di ritiro dei ghiacciai würmiani, che tuttavia registreranno ancora piccole fasi di riavanzamento più avanti. Questo è quanto rilevato da Giraudi & Frezzotti nel loro lavoro del 1997 sul glacialismo del Gran Sasso.
Immagine rielaborata dell’approssimativa area occupata dal Lago Fucino in questa fase
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 punte di freddo molto intenso verso la fine della glaciazione würmiana.
Quanto rilevato è in linea con quanto sostenuto da Giraudi & Frezzotti (1997), in cui sono segnalate piccole variazioni di glacialismo che segnano 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 dell’evaporazione estiva.
Sul piano sedimentario, la riduzione dei ghiacciai in questa fase è testimoniata dalla presenza di conoidi fluvioglaciali (come quella 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 di 18.000-12.000 anni fa.
Le analisi su questi dati climatici considerano i 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 & Recchi, 2001).
Per i livelli del lago, considerando le oscillazioni suggerite dal prof. 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, in questa fase con il livello del 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.
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.
– 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, come già detto, non supererebbe 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 delle grotte basse antistanti il lago da parte dell’uomo preistorico. 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; quindi, 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. e stabilisce che l’unghia delle conoidi fluvioglaciali di età 16.000-15.000 anni fa 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.
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15.000-14.000 ANNI FA: LIVELLO CINERITICO
In diverse 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: LE CONOIDI FUCENSI
Immagine rielaborata tratta da Cavinato et Al, 2002.
Precedentemente si è accennato alla Formazione del Detrito di Venere dei Marsi, ma in generale il materiale deposto in questi 5.000 anni nella conca del Fucino è da riferirsi soprattutto alle varie conoidi presenti intorno alla conca fucense.
Nell’area fucense infatti 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 quella 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 state 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 si potrebbe 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 descritti si ritrovano straterelli di ghiaie in matrice scura, con intercalazioni di suoli colluviali che, ad est di Avezzano, contengono frammenti 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 inizia 18.000 anni fa con il progressivo avvento del nuovo clima, che favoriva accumuli nivo-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 13.000 anni fa, 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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