GLACIAZIONE WURM
75.000 – 34.000 ANNI FA:
I FASE GLACIAZIONE WÜRM
MARSICA/CONCA FUCINO:
In questa fase non si riscontrano sedimenti testimonianti cicli lacustri, ma si rinvengono in varie aree depositi riferenti a brecce recenti e depositi vulcanici.
– Sul piano strutturale, questa fase continua a caratterizzarsi per la strutturazione nel bacino fucense delle fagliazioni ad andamento antiappenninico e nel consolidamento delle faglie con andamento appenninico.
– Sul piano stratigrafico, i depositi di sedimenti vengono influenzati dai cambiamenti climatici di cui conosciamo molti dati. d
I dati in questione ci dicono che nella Marsica il clima glaciale si manifesta come arido-freddo, dando luogo ad una produzione di quantità di detriti sui versanti denudati dalla copertura vegetale e al loro accumulo alla base degli stessi.
L’accumulo di queste quantità di detrito avviene grazie alle copiose acque torrentizie e fluviali, che riversandosi a valle, prendono in carico il materiale presente sui versanti montuosi scaricandolo poi a valle sotto forma di grandi conoidi di detrito (Williams etal., 1988; Ruddiman et al., 1989).
Nella Marsica la glaciazione Würm produce grandi ghiacciai sulle cime più alte dei monti che scendono a valle con grandi lingue. Lo scioglimento di questi ghiacciai comporta una notevole quantità di acqua, che si riversa nel sottostante bacino fucense, oltre che un grande quantitativo di sedimenti che si deposita nel bacino.
(Immagine rielaborata da http://cronologia.leonardo.it/
I depositi presenti in questa fase, ma in generale corrispondente a tutto il periodo glaciale, vengono riassunti nella struttura sedimentaria definita Sintema Majelama, che prende il nome dal gigantesco.
sistema di ghiacciai che nasce presso la catena del Velino-Sirente e si diparte con due rami verso Magliano e Avezzano e quindi vrso la conca lacustre fucense.
Prima di approfondire il Sintema Majelama, parliamo delle condizioni geomorfologiche che producono un certo tipo di morfologia.
Ebbene, 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 manifesta all’inizio sulle vette più alte, per poi passare alle quote più basse, e visto il lungo periodo che perdura la glaciazione in sé, si genera in modo evidente una morfologia glaciale sulle montagne, le valli, gli altipiani ecc., che determina in breve tempo una tipica morfologia alpina.
Inoltre, proprio grazie alla formazione dei ghiacciai si ha un rifornimento continuo e costante dell’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.
– SINTEMA MAJELAMA:
Catena del Velino-Sirente. (Immagine personale)
ll Sintema Majelama è una struttura sedimentaria che comprende tutte le formazioni marsicane riferibili al periodo glaciale del I-II-III Würm, quindi un arco temporale che va da 75.000 a 11.700 anni fa.
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 della complessa 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 11.700 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 diffusamente a causa della gelifrazione.
– Suddivisione sedimentaria del Sintema Majelama
Sul piano sedimentario il Sintema Majelama comprende la Formazione delle Sabbie di Monte d’Oro (75.000 – 55.000 anni fa) , la Formazione delle Ghiaie di San Veneziano (55.000 – 34.000 anni fa), la Formazione delle Ghiaie di Boscito (34.000 – 18.000 anni fa), e formazioni minori nell’ultimo periodo (18.000 – 11.700 anni fa).
Nel gruppo delle formazioni minori dell’ultimo periodo emerge la Formazione del Detrito di Venere dei Marsi, la più grande di tutte e di cui parleremo più avanti. Le altre invece, di carattere minore, comprendono depositi sedimentari locali dislocati nel bacino del Fucino e di cui cercheremo di dare cenno.
Per prima cosa descriviamo sommariamente la grande conoide della Valle Majelama, che rappresenta in sé buona parte dell’intero sintema.
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 geograficoe bacini idrografici affluenti nell’area occupata dal conoide Valle Majelama
( in grigio la superficiedel conoide di Valle Majelama, i bacini idrografici sono delimitati daipuntini)
(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 tra 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.
– 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 verso il Fucino e il ramo di Magliano dei Marsi con direzione verso la località omonima.
Variazioni delledirezioni principali di flusso dei sottoconoidi fluvioglaciali del conoide di
Valle Majelama, alimentati dal ghiacciaio di Valle Majelama
Le direzioni di flusso simuovono verso i due rami di Avezzano e Magliano dei Marsi.
(Fig da Giraudi C. &Frezzotti M. (1992))
_______________
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 he sui margini del bacino.
In base a quanto studiato osservando la tratigrafia dei pozzi gentilmente concessa dalla E.R.S.A.N. e S.A.R.A, vediamo he 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.
Immagine rielaborata dell’approssimativa area occupata dal Lago Fucino in questa fase
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.
_____________________________
– STRATIGRAFIA SINTEMA MAJELAMA 75.000-11.700 anni fa :
Dopo aver discusso della conoide di Valle Majelama iniziamo a parlare delle principali formazioni che compongono il sintema Majelama e tramite le quali racconteremo l’evoluzione della Conca del Fucino. 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.
Il Sintema Majelama è una struttura che prende temporalmente l’intera glaciazione Würm, coprendo un arco temporale tra 75.000 e 11.700 anni fa e si può suddividere nella Formazione delle Sabbie di Monte d’Oro (75.000 – 55.000 anni fa) , nella Formazione delle Ghiaie di San Veneziano (55.000 – 34.000 anni fa), nella Formazione delle Ghiaie di Boscito (34.000 – 18.000 anni fa), e formazioni minori dell’ultimo periodo (18.000 – 11.700 anni fa).
Nel gruppo delle formazioni minori dell’ultimo periodo emerge la Formazione del Detrito di Venere dei Marsi, la più grande di tutte e di cui parleremo più avanti. Le altre invece, di carattere minore, comprendono depositi sedimentari locali dislocati nel bacino del Fucino e di cui cercheremo di dare cenno.
BIBLIOGRAFIA
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.
Giraudi C. (1991) – Le variazioni di livello del lago del Fucino (Abruzzo) nel periodo 1783-1862: implicazioni climatiche. Il Quaternario, 3(2): 167-174.
Giraudi C. & Frezzotti M. (1992) – Evoluzione geologica tardo-pleistocenica ed olocenica del conoide complesso di Valle Majelama (Massiccio del Velino – Abruzzo). Il Quaternario, 5(1): 33-50.
Giraudi C. (1995a) – I detriti di versante ai margini della piana del Fucino (Italia centrale): significato paleoclimatico ed impatto antropico. Il Quaternario, 8(1): 203-210.
Giraudi C. (1995b) – Considerations on the significance of some post-glacial fault scarps in the Abruzzo Apennines (Central Italy). Quat. Intern., 25: 33-45.
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