EVOLUZIONE GEOLOGICO-STRUTTURALE DELLA CONCA DEL FUCINO
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GIURASSICO
Giurassico: Durante il Giurassico l’area del Fucino è parte integrante della Piattaforma Laziale-Abruzzese.
La fase della Piattaforma Laziale-Abruzzese dura all’incirca fino all’inizio del Miocene. Durante questo lungo periodo bisogna immaginare la zona come le isole Bahamas attuali, ovvero isolotti a pelo d’acqua nei quali si sviluppa una fauna di rampa come coralli, ecc.
Riguardo al Giurassico Superiore i calcari di questa fase affiorano a nord del bacino del Fucino.
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CRETACEO
La Microplacca Adriatica alla fine del Cretaceo. (Fonte internet)
Cretacico: Facendo uno zoom sull’area centrale del blocco della microplacca adriatica (l’odierna Italia centrale) e con un po’ d’immaginazione, si potrebbe pensare alla Marsica in questo modo…
Il blocco Lazio-Abruzzo immaginato come un blocco bahamiano attuale.
(Immagini da internet)
Il fatto che la Marsica faccia parte, in questo periodo, di una zona di piattaforma è testimoniata dal rinvenimento della formazione del calcare a Rudiste e calcari biocostruiti.
La formazione in questione è infatti divisa in due tipologie di calcari, il calcare a Rudiste (Radiolatidi), che rappresenta un calcare formato da organismi che vivevano nelle aree di piattaforma aperta, e i calcari biocostruiti (Caprinidi, Ippuritidi, Coralli) che occupavano l’ambiente di soglia, allo stesso modo delle barriere coralline presenti in tante parti del mondo attuale (dalla tesina di laurea di Emanuele Baldi, 2000-01).
– Fucino
Nel Cretacico la zona del Fucino è ancora nella fase della Piattaforma Laziale-Abruzzese.
Riguardo a questa fase troviamo i calcari cretacici di piattaforma interna e di margine (calcari a coralli e diceratidi, a gasteropodi, requenie, radiolatidi, ecc.) dislocati lungo i versanti orientali e meridionali della conca fucense.
Nelle zone a nord e a ovest si rinvengono litofacies di rampa (in particolare calcari a nummoliti, calcari miocenici a briozoi e litotamni con spessori di circa 50 m che passano poi alle unità argilloso-marnose, il cui spessore si aggira sui 100 m. Le forme carsiche sono ridotte e di piccole dimensioni.
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CRETACEO SUP – MIOCENE MEDIO
Cretacico Superiore (Turoniano) – Miocene Medio
(Serravaliano):
L’area della Piattaforma Laziale-Abruzzese vive una lunga fase di hiatus deposizionale, ovvero una mancanza di sedimentazione, e ciò avviene con alcune eccezioni fino alla metà del Miocene (Serravalliano). Il motivo di questa lunga mancanza di sedimenti non è stato ancora del tutto chiarito dagli studiosi.
Probabilmente, un possibile generale abbassamento del livello marino può aver portato all’esposizione di ampie zone prima soggette ad un ambiente di mare epicontinentale, determinando mancanza di deposizione di materiale, o ipotizzando che gli agenti atmosferici possano aver contribuito a smantellare quanto era stato depositato.
Questa naturalmente è solo un’ipotesi non suffragata da alcun dato certo, per cui potrebbero esistere altre soluzioni al riguardo.
Evoluzione strutturale del Mediterraneo (Fonte internet)
Il fatto certo è la mancanza di sedimentazione che in alcune aree inizia già dall’Aptiano.
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MIOCENE MEDIO
Miocene Medio (Langhiano – Serravaliano Inferiore):
In questa fase riprende la sedimentazione con la formazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni (= alghe). Tale formazione si sedimenta in tutta l’area appenninica.
Questa formazione, anche se con facies diverse, chiude le sequenze deposizionali pre-terrigene sia della piattaforma laziale-abruzzese che del bacino sabino.
Ciò significa che vi è l’instaurarsi di una estesa rampa carbonatica progradante verso ovest, conseguenza ciò di una trasgressione marina che invade la piattaforma.
Nel complesso nomenclaturale, questa formazione, sul foglio geologico 368 di Avezzano e su altri fogli riguardanti l’area dell’Appennino centrale, è stata suddivisa in tre membri:
1a) calcareniti arancioni,
1b) calcareniti a Briozoi,
1c) calcareniti a punti rossi.
La presente formazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni la ritroviamo nella catena del Velino-Sirente nella struttura del Monte Velino, con le Calcareniti a Briozoi.
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MIOCENE MEDIO-SUPERIORE
Miocene Medio – Miocene Superiore (Serravaliano-Tortoniano):
Successiva alla formazione dei Calcari a Briozoi e Litotamni, troviamo la formazione delle Marne a Orbulina (= una tipologia di plancton).
Questa formazione indica due fasi.
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Serravaliano:
La prima fase riguarda il Serravaliano, dove si assiste all’inizio di una sedimentazione emipelagica e quindi ad un aumento della batimetria dell’ambiente di sedimentazione.
Tradotto in un contesto paleoambientale, si ha l’annegamento generalizzato della piattaforma, conseguenza all’iniziale flessurazione dell’avampaese prospiciente la catena in avanzamento (Cipollari & Cosentino, 1992; Mariotti 1992; Petacca et al., 1992).
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Tortoniano:
La seconda fase è il Tortoniano, in cui si assiste all’inizio dell’emersione della catena appenninica.
Durante questa fase vediamo tramite i materiali depositati le iniziali spinte compressive da ovest verso est sulla Microplacca adriatica che successivamente porteranno alla completa strutturazione della nuova catena.
Nella prima fase del Tortoniano si hanno le spinte di raccorciamento legate alla collisione della catena alpina, che coinvolgono il margine tirrenico, che viene corrugato in pieghe e sovrascorrimenti.
Successivamente, nel corso del Tortoniano Medio e Superiore assistiamo ad una migrazione verso est del fronte orogenetico, con una velocità differente da regione a regione e da zona a zona.
Nello specifico la velocità del sovrascorrimento risulta maggiore nel dominio pelagico umbro-marchigiano, deformandosi in pieghe e sovrascorrimenti, e minore nel dominio laziale-abruzzese, dove la maggiore rigidità dei litotipi presenti provoca lo smembramento della piattaforma in blocchi, che infatti risultano separati da profondi solchi.
Ed è in questi solchi che si raccolgono potenti serie sedimentarie di tipo torbiditico derivanti dallo smantellamento della catena stessa.
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MIOCENE SUPERIORE
Miocene Superiore (Messiniano Inferiore):
Entriamo così nella sedimentazione di una nuova e grossa formazione ovvero la formazione del Flish Arigilloso-Arenacea. Questa formazione mostra la deposizione dei materiali terrigeni e torbiditici derivanti dallo smantellamento della catena che si depongono all’interno dell’avanfossa appenninica.
Con questa formazione si nota come nel Messiniano si abbia una forte intensificazione della rottura dei vari blocchi della piattaforma laziale-abruzzese e dei vari sovrascorrimenti.
In pratica, l’intera area della Marsica si trova ora pienamente coinvolta nella tettogenesi appenninica. Chiaramente la velocità di formazione dei vari blocchi differisce da zona a zona. Ciò comporta piegamenti e accavallamenti vergenti all’inizio verso NE (es. Monti Simbruini) e poi nelle aree occidentali verso EST.
In questo contesto vediamo il formarsi dei maggiori sistemi di thrust nell’Appennino centrale, che mostrano generalmente direzione NW-SE ed immergono verso SW, e riguardano le unità strutturali dei Monti Simbruini, del Velino-Sirente, della Marsica, della Maiella e del Gran Sasso.
Praticamente, queste e altre unità strutturali della piattaforma laziale-abruzzese sono coinvolte nella strutturazione della catena, che procede verso E seguendo l’arretramento della subduzione della litosfera adriatica (Cipollari et al., 1995).
Nello stesso periodo l’estensione procede dal bacino di retroarco tirrenico verso E all’interno della catena (Doglioni, 1991).
Questo procedere dell’estensione porta a originare nel corso dei successivi periodi numerose conche intramontane di origine tettonica (Rieti, L’Aquila, Sulmona, Fucino, Sora).
Quindi, immaginando di vedere il risultato di questa grande e complessa azione tettonica, vedremmo vari isolotti allungati, nei quali troveremmo delle alture più o meno alte che escono fuori dal mare.
A livello rappresentativo la formazione del Flish Arigilloso-Arenacea ha cambiato di nome in Unità Arenaceo-Pelitica, cheè stata suddivisa in due membri:
3a) associazione Pelitico-Arenacea,
3b) associazione Arenaceo-Pelitica.
Entrambi i membri risultano deposti durante il Messiniano Inferiore.
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