Approfondendo, distinguiamo sul piano morfologico la conformazione del territorio fucense in tre macro-entità:

– La piana del Fucino

– I terrazzi perilacustri fucensi

– I rilievi circostanti al Fucino con altezza molto variabile

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LA PIANA DEL FUCINO

La piana del Fucino è la grande area, attualmente adibita quasi interamente ad uso agricolo, che è venuta alla luce dopo l’ultimo ed efficace tentativo di prosciugamento del lago grazie all’opera del Principe Torlonia a metà Ottocento.

L’estensione della piana è di circa 150 km², le quote al suo interno variano da 649 m s.l.m., nel bacinetto, a circa 667 m s.l.m. in prossimità dei limiti della formazione (Giraudi, 1991).

Se riflettiamo sull’estensione dell’ area e sulle quote di oscillazione appena citate, si nota come sia minima la pendenza della superficie. Questo è stato un fondamentale fattore nelle dinamiche evolutive del Lago Fucino.

Il bacino fucense, per come è fatto, ha visto prevalere al suo interno i fenomeni accumulativi, testimoniati dalle numerose deposizioni plio-quaternarie sia di carattere alluvionale che lacustre che lo hanno colmato nel corso del tempo (Giraudi, 1991, Bianchi Fasani et al., 2008).

Come si può immaginare, il fenomeno di accumulo è innescato da una parallela tendenza all’erosione dei rilievi che bordano l’alveo lacustre.

Il maggior numero di dati stratigrafici sulla piana è stato acquisito grazie agli studi condotti tra 1992 e 1996 dai ricercatori dell’Enea, del CNR e dell’Ismes, sfruttando le profonde trincee operate per le condutture del metanodotto SNAM e dell’acquedotto che serve il nucleo industriale di Avezzano (Galadini et al., 1996).

Approfondendo sul piano morfologico, vediamo che nella piana del Fucino sono prevalsi i fenomeni di accumulo sedimentario rispetto a quelli di erosione, che pur essendo minoritari sono comunque presenti e per lo più concentrati nella parte più depressa della conca.

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Forme di Accumolo

Le forme di accumulo le ritroviamo come superfici dei sedimenti lacustri, talora terrazzate, come conoidi fluviali e fluvio-glaciali dei corsi d’acqua immissari del lago, come fascia detritica di raccordo tra la conca lacustre bonificata ed i versanti circostanti, come la piana fucense che corrisponde alla depressione del lago storico, e in ultimo come cordoni litorali presenti sui margini.

A testimonianza di quanto affermato, notiamo la presenza dei depositi di materiale di sedimentazione derivante dal modellamento di erosione delle morfologie dei monti che circondano la piana.

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Forme di Erosione

Le forme erosive si osservano, oltre che nella parte depressa della conca, anche lungo la fascia di territorio che circonda l’alveo lacustre bonificato (Giraudi, 1986).

 

Esse si possono dividere in due gruppi:

1) le piattaforme di abrasione lacustri, su calcari e su sedimenti alluvionali e lacustri e 2) i glacis di erosione, collegati alla all’azione erosiva areale operata dalle acque di scorrimento superficiale.

La depressione prende il nome dal preesistente lago del Fucino, terzo d’Italia per estensione, che a causa dell’irregolare livello delle acque è stato oggetto di molti tentativi di regimazione fin dall’epoca romana, fino al prosciugamento Torlonia del XIX secolo.

Lungo il perimetro del Fucino. oltre ad Avezzano, che è il comune più importante, sorgono: Luco dei Marsi, Trasacco, Lecce dei Marsi, Gioia dei marsi, Venere dei Marsi, San Benedetto dei Marsi, Pescina. Collarmele, Cerchio, Aielli e Celano, nonché quattro frazioni del capoluogo (Paterno, San Pelino, Borgo Via Nuova e Borgo Incile).

La piana del Fucino, a prevalente destinazione agricola, ospita il centro spaziale “Piero Fanti”, il teleporto costruito a cominciare dal 1963 dalla Telespazio Spa ed adibito alla gestione da terra delle telecomunicazioni satellitari.

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I TERRAZZI PERILACUSTRI FUCENSI

I terrazzi perilacustri sono formazioni rialzate che bordano la piana del Lago Fucino.

Nel caso del Fucino il dislivello intercorso fra piana e terrazzi è molto variabile, andando da pochi metri a oltre 100 m. I punti più rilevati si hanno in prossimità di conoidi e nei punti a ridosso dei rilievi.

L’origine dei terrazzi lacustri come nel caso del Fucino dipende da varie cause: si va dalla causa tettonica fino alla natura accumulativa o erosiva (Giraudi, 1991).

In generale, i fenomeni geologici accumulativi portano alla formazione dei terrazzi come:

1a) conoidi di deiezione

2a) fasce detritiche-colluviale-alluvionali poste a raccordo tra piana e rilievi

3a) cordoni litorali ai margini dell’alveo

4a) superfici di sedimentazione lacustre.

 

Mentre i fenomeni geologici erosivi formano terrazzi comprendenti:

1b) piattaforme di abrasione lacustre

2b) glacis di erosione

Riguardo ai terrazzi presenti intorno al Fucino vanno distinti in settentrionali e meridionali, e ciò in base a due ragioni.

La prima ragione riguarda la notevole riduzione della superficie terrazzata a sud di Venere dei Marsi ed al suo punto diametralmente opposto a sud della zona dell’Incile, dove il versante di montagna lambisce la piana.

La seconda ragione è riferibile alla diversa morfologia con cui queste superfici vanno a svilupparsi ai bordi del paleo-alveo (continuità – discontinuità).

 

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1) TERRAZZI PERILACUSTRI SETTENTRIONALI 

La parte settentrionale dei terrazzi va da Incile fino al paese di Venere dei Marsi e comprende un unico blocco, nonostante la natura stratigrafica diversa emergente in vari settori.

Tale condizione fa sì che i versanti dei rilievi montuosi non rappresentino mai il limite diretto della piana.

La componente sedimentaria di questa zona rialzata ha visto il notevole apporto dei detriti proveniente per la maggior parte dal gruppo del Velino-Sirente. Ciò lo si vede dalla presenza delle grandi conoidi di deiezione fluvio-alluvionali di Valle Solegara e Celano, composte da ghiaie con matrice sabbiosa e formatesi in un periodo compreso tra le ultime fasi del Pleistocene e l’inizio dell’Olocene (Michetti et al., 1996; Giraudi, 1991).

L’altra causa di formazione dei terrazzi in questo settore è data dalla forte attività di modellamento svolta dalle acque del lago.

Ciò lo si percepisce bene osservando il contesto di Avezzano in cui Giraudi (1991) individua una piattaforma di abrasione lacustre tardo pleistocenica (Spianata di abrasione di Avezzano), la cui quota va da 695 a 710 m s.l.m., ed impostata su sedimenti del Pleistocene superiore ed associata ad un glacis di erosione con evoluzione collocabile invece in età pienamente storica.

Attenzione particolare va riservata all’area compresa da Venere dei Marsie Paterno, a cui si sovrappone per una lunga distanza la Conoide di Celano. Le quote di questo terrazzo vanno da 660 a 690 m s.l.m., mentre la superficie della Conoide di Celano oltrepassa i 700 m s.l.m.

La superficie di questo terrazzo è per gran parte composta da un grande glacis di erosione (Glacis di Pescina – San Benedetto) dovuto all’abbassamento delle acque tra 18.000-20.000 e 7.500-6.500 anni fa (Giraudi, 1991).

Lungo il limite orientale del terrazzo precedente, ovvero il Glacis di Pescina-San Benedetto, troviamo la superficie erosa della Spianata di San Benedetto – Venere dei Marsi, che va ad incastrarsi nel glacis.

La formazione di questa diversa entità geomorfologica sembra dovuta all’erosione del lago in un momento di livello alto durante il Neolitico (Giraudi, 1991).

In una sottile striscia posta ai piedi del versante W dei rilievi orientali, troviamo la Spianata di Pescina.

La Spianata di Pescina è un terrazzo di natura accumulativa mai sottoposta all’azione di erosione delle acque.

I lembi di deposito relativi alla Spianata di Pescina suggeriscono due momenti principali per la sua origine: un primo, circa 30.000 anni fa, di sedimentazione deltizia (Ghiaie di San Venziano) ed un secondo di accumulo lacustre (Ghiaie di Boscito) relativo un picco massimo di portata del lago collocabile verso 18.000-20.000 anni fa (Giraudi, 1991).

Va inoltre tenuto in considerazione che in prossimità di Pescina c’è l’ingresso nella piana delle acque del fiume Giovenco, fattore che ha certamente favorito l’apporto di sedimenti fluviali verso il bacino.

Inoltre, osserviamo che lungo questa zona corre una delle faglie tettoniche più importanti, quella di Venere dei Marsi – San Benedetto, fattore, come già detto, non secondario nella ricostruzione delle dinamiche evolutive della piana poiché i violenti eventi sismici cui è stato ed è soggetto questo territorio concorrono, anche in periodi relativamente brevi, alla modificazione nelle sequenze e nelle altimetrie di superficie (Giraudi, 1991).

 

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2) TERRAZZI PERILACUSTRI MERIDIONALI

La zona meridionale della piana del Fucino evidenzia la presenza di piani rialzati per lo più presenti negli estremi S-W e S-E del bacino, lasciando le restanti porzioni del “perimetro” del bacino lacustre in contatto “quasi” diretto, data comunque la presenza di coltri detritiche di raccordo, con i versanti dei rilievi limitrofi.

Non è pertanto esatto parlare del perimetro dell’ex Lago Fucino come una fascia continua di terrazzi perilacustri.

Nella parte S-W del bacino fucense, nella zona tra Luco dei Marsi e Trasacco, il forte spessore detritico derivante dalla conoide della Vallelonga (vallata che si apre dall’estremità S-W della piana fra i Monti Marsicani secondo l’asse appenninico) va a disegnare un altro contesto terrazzato. Anche questo terrazzo è stato definito nella forma dall’azione delle acque fino al prosciugamento ultimo del lago (Glacis di erosione di Vallelonga, presso la località Fratta Volpicchiara).

In questo tratto ulteriori ed importanti formazioni forniscono alcuni indizi sull’evoluzione della portata del lago durante l’Olocene: i “cordoni litorali di Trasacco”.

Il più grande fra questi cordoni raggiunge i 15 m di altezza, si trova a 672 m s.l.m. ed è costituito da due distinti depositi di ghiaie trasportate dal moto ondoso delle acque lacustri; il deposito più in basso mostra nella parte in alto materiali databili tra 3.800-3.600 anni fa, anche se la datazione risulta incerta (Giraudi 1991).

Proseguendo verso est, il terrazzo di Luco-Trasacco va ad esaurirsi lasciando che il limite della piana sia sostanzialmente coincidente con il versante settentrionale del gruppo montuoso Monte Labbrone – Monte Alto.

Fra la parete orientale del Monte Labbrone e quella occidentale del Monte Praticelle, va ad aprirsi una piccola insenatura nella quale si trova una superficie lievemente rialzata rispetto alla piana (quote comprese tra 669 e 700 m s.l.m.).

Su questa superficie attualmente sorge il paese di Arciprete.

La sua natura geologica porterebbe ad una correlazione temporale con la formazione della “Spianata di Pescina” di cui rappresenterebbe semplicemente un lembo meridionale.

Lembo che tra l’altro è presente pure a Gioia dei Marsi (Giraudi 1991).

Superato un tratto dove il bacino fucense incontra direttamente la parete settentrionale del Monte Praticelle (1330 m s.l.m.), troviamo un altro terrazzo nella parte SE,  ovvero il Terrazzo di Ortucchio – Lecce – Gioia.

Qui troviamo la stessa situazione riscontrata per i terrazzi di Avezzano, Luco-Trasacco e Celano-Pescina.

La superficie in questione, compresa tra 670 e 738 m s.l.m., risulta essere la continuazione meridionale della Piattaforma di abrasione di S. Benedetto – Venere dei Marsi, a cui va a sovrapporsi il deposito alluvionale della conoide di Lecce dei Marsi (Giraudi, 1991).

Proprio in prossimità di Ortucchio, rispetto al terrazzo appena citato, troviamo il sito di Ortucchio Strada 28.

Questa parte rappresenta forse il contesto più significativo per quel che concerne l’occupazione lungo la riva del lago durante l’Eneolitico e le prime fasi dell’Età del Bronzo.

Quindi, ciò che vediamo rispetto a quanto detto sui piani rialzati, ci dice che questi presentano le massime elevature ai quattro angoli della depressione e spesso si ritrovano associati a conoidi di deiezione che hanno apportato, dai rilievi limitrofi, una forte quantità di materiale ghiaioso-sabbioso nel periodo che va dal Pleistocene Superiore fino alla metà dell’Olocene.

Pertanto, considerando la parte settentrionale e la parte meridionale, vediamo quali sono le principali caratteristiche da mettere in risalto.

– Per la parte nord si osserva una forte continuità di sviluppo per i terrazzi, considerando questi nella fascia che va dalla zona di Incile fino a Venere dei Marsi.

– Per la parte sud ovvero la zona tra Venere dei Marsi e Luco dei Marsi, vediamo una certa continuità di contatto fra i versanti montuosi (versanti di faglia) con la piana del Fucino ed il concentrarsi dei terrazzi di Ortucchio-Gioia-Lecce e di Luco-Trasacco nelle parti più estreme di S-E e S-W.

Attualmente le superfici in questione risultano per lo più urbanizzate, il riferimento è soprattutto al contesto di Avezzano, o adibite ad uso agricolo insieme al resto della piana.

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I RILIEVI MONTUOSI CHE CIRCONDANO LA PIANA DEL FUCINO

Come abbiamo già avuto modo di discutere, la piana del Fucino risulta da un punto di vista strutturale un Half-Graben intramontano, che risulta circondato per gran parte del suo “perimetro” dai rilievi montuosi appenninici, disposti per lo più lungo l’asse NW-SE (asse appenninico) e composti da rocce carbonatiche meso-cenozoiche e sedimenti miocenici (Giraudi, 1991).

 

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– RILIEVI MONTUOSI OCCIDENTALI

 

Sul lato occidentale della piana vi è una piccola barriera montuosa posta parallela all’asse appenninico, che va a legarsi a sud ai Monti Marsicani.

La massima elevazione raggiunta dai rilievi occidentali è quella del Monte Cimarani (1.108 m s.l.m.). L’estensione è all’incirca di 12 km in lunghezza e 2 km nel punto di massima larghezza.

Un importante riparo sotto roccia, conosciuto come “Grotta di Ciccio Felice”, si apre ai piedi del Monte Salviano: dal suo interno derivano alcuni frammenti di ceramica eneolitica e dell’Età del Bronzo oltre che manufatti litici del Paleolitico Superiore (Cosentino et al., 2001).

Osservando poi questi monti su una scala più ampia si osserva come essi dividano la piana fucense dai Piani Palentini.

È ben chiaro che le scarse altezze del gruppo dei monti Salviano e Cimarani non sono una particolare barriera naturale tale da impedire del tutto la comunicazione fra le due piane.

 

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– RILIEVI MONTUOSI SETTENTRIONALI

I rilievi montuosi presenti a nord comprendono due corpi montuosi, che sono a N-W il piccolo gruppo montuoso dei Tre Monti, mentre a N-E il corpo montuoso del Sirente-Serra di Celano, che rappresenta un sottogruppo della catena del Velino-Sirente.

 

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1) GRUPPO DEI TRE MONTI:

Il gruppo montuoso dei Tre Monti si sviluppa lungo un asse antiappenninico con quote che non superano i 1.400 m s.l.m.

Questo piccolo corpo montuoso ha la sua parte occidentale, che costeggia la grande conoide di deiezione di Valle Solegara, mentre sul versante orientale troviamo la vallata colmata dalla conoide di Celano.

La piana del Fucino poi mostra, a livello morfologico, una zona posta tra i rilievi occidentali e quelli nord-occidentali (Tre Monti) che costituisce un’area di collegamento diretto con i Piani Palentini.

Inoltre, si nota che a causa delle basse elevature dei rilievi occidentali e nord-occidentali troviamo suoli ricoperti per lo più da boschi e superfici erbose pascolabili.

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2) GRUPPO SIRENTE-SERRA DI CELANO:

Questo gruppo montuoso, sottogruppo della catena del Velino-Sirente, occupa la parte nord-orientale della conca.

Esso ha quote molto più elevate del precedente (Monte Sirente 2.348 m), con il relativo ambiente di alta montagna costituito da ampie superfici rocciose esposte e alternate a piccoli bacini di terreno da pascolo.

L’imponenza di tale complesso montuoso fa sì che l’attraversamento sia possibile solo tramite valichi e stretti passaggi intramontani, peculiarità questa che risulta non secondaria nell’ottica delle relazioni interne all’Appennino, con particolare riferimento alle altre piane intramontane poste lungo l’arco nord-est del Fucino (piana di Navelli, Conca Subequana e conca di Sulmona).

In questo senso, il valico di Forca Caruso a 1.100 m s.l.m., posto a circa 6 km ad est di Collarmele (Cosentino et al., 2007), è di fondamentale importanza in quanto segna il limite del gruppo Sirente-Velino a sud-est.

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– RILIEVI MONTUOSI MERIDIONALI

Il gruppo dei monti posti a sud della piana del Fucino comprende la catena montuosa dei Monti Marsicani.

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I MONTI MARSICANI

Questo gruppo montuoso occupa una notevole superficie: il suo limite meridionale è dato dalla valle del Fiume Sangro, mentre il limite nord va a bordare sia la piana del Fucino che la Conca Peligna.

In questo lavoro, tuttavia, consideriamo solo la parte bordiera sulla piana fucense.

Le quote raggiunte dei Monti Marsicani in area fucense (ma anche in generale) sono comprese tra i 1.000 ed i 1.800 m s.l.m., con versanti poco scoscesi.

La superficie è ricoperta quasi totalmente da boschi ed è attraversata da diversi corsi d’acqua, con portata assai variabile e per lo più stagionale.

Il più importante tra questi corsi d’acqua è il fiume Giovenco, maggiore affluente dell’ex lago del Fucino, con la foce posta presso l’abitato di Pescina.

Le pareti di natura calcarea dei Monti Marsicani, che corrono lungo il margine meridionale fucense, presentano una serie di grotte di natura carsica, che hanno restituito, nel corso di campagne di scavo condotte dall’Università di Pisa, numerosi reperti archeologici (Cosentino et al., 2001).

 

– In particolare le grotte prese in considerazione sono:

 

A) Grotta Continenza (16): ampio riparo, largo 10 m e profondo 15 m, posto sulle pendici occidentali del gruppo Monte Labbrone – Monte Alto a 710 m s.l.m., nel comune di Trasacco (Cosentino et al., 2001).

 

B) Grotta La Cava (17): piccolo riparo collocato sul versante N del Monte Alto, in prossimità della piana. Il toponimo suggerisce l’utilizzo che ne è stato fatto, causandone la quasi distruzione (Cosentino et al., 2001).

 

C) Grotta Maritza (18): anche questo è un piccolo riparo, largo 6 m e profondo 2 m, collocato sul versante rivolto a N-W del Monte Praticelle ad una quota di 704 m s.l.m. (Cosentino et al., 2001).

 

D) Grotta La Punta (19): il riparo si apre a circa 50 m dal livello della piana, sul versante N-W del Monte Praticelle. Le dimensioni vanno dai 12 m di lunghezza ai 5 m di larghezza (Cosentino et al., 2001).

 

E) Grotta dei Porci (20): è situata sul versante N-E del Monte Praticelle, a breve distanza dalle grotte La Punta e La Cava. Si apre a circa 30 m dal livello della piana del Fucino, ha una larghezza approssimativa di 7 m ed una profondità di 12 m (Cosentino et al., 2001).

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LA VALLELONGA

 

Sul fronte meridionale, oltre alla fascia dei rilievi dei Monti Marsicani troviamo anche la grande vallata della Vallelonga, formazione di origine tettonica disposta lungo l’asse NW-SE (asse  appenninico) e colmata da sedimenti colluviali-alluvionali (Galadini, 2006) relazionati al grande conoide di deiezione posto a nord (Conoide di Vallelonga).

Ne deriva una superficie tendenzialmente pianeggiante, su cui ora sorgono i paesi di Collelongo e Villavallelonga.

L’area della Vallelonga è solcata da un breve corso d’acqua di natura intermittente, definito torrente Rosa, che incanala al suo interno i piccoli corsi d’acqua stagionali, che nascono dai rilievi della valle e che un tempo confluivano nel lago del Fucino.

Cavinato, G. P., C. Carusi, M. Dall’Asta, E. Miccadei & Piacentini, T., 2002, Sedimentary and tectonic evolution of Plio-Pleistocene alluvial and lacustrine deposits of Fucino basin (central Italy), Sedimentary Geology, 148, 29-59.

 

Galadini F. Galli P. Giraudi C. & Molin D. (1997b) – Paleosismologia della Piana del Fucino (Italia Centrale). Il Quaternario, 10 (1): 27-64.

 

Giraudi C. (1988) – Evoluzione geologica della piana del Fucino (Abruzzo) negli ultimi 30.000 anni. Il Quaternario, 1(2): 131-159.

 

Giraudi C. (1989) – Lake levels and climate for the last 30.000 years in the Fucino area /Abruzzo – Central Italy) – a review. Paleog. Paleocl., Paleoecol., 70: 249-260.

 

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Milanetti (2014) autore del libro “il grande terremoto e il lago del Fucino”

 

Michetti, A.M., Brunamonte, F., Serva, L., & Vittori, E., 1996, Trench investigations of the 1915 Fucino earthquake fault scarps (Abruzzo, central Italy): geological evidence of large historical events, J. Geophys. Res., 101, 5921-5936.

 

NISIOS.,CARAMANNAG.,CIOTOLIG.(2007) Sinkholes in Italy: first results on the inventory ananalysis. Geological Society, London, Special Publications, 279,23–45.

 

Serva L. Blumetti A.M. & Michetti A.M. (1986) – Gli effetti sul terrenot del terremoto del  Fucino (13 gennaio 1915); tentativo di interpretazione della evoluzione tettonica recente di alcune strutture. Mem. Soc. Geol. It. 35, 893-907.

 

Zarlenga A.F.(1987) – I depositi continentali del Bacino del Fucino (L’Aquila, Italia Centrale). Geol. Romana, 26, 223-253

 

Wikipedia