GEOLOGIA DEI PIANI PALENTINI
I Piani Palentini, detti anche Campi Palentini, sono una conca intermontana che si è formata approssimativamente tra il Miocene superiore e il Pliocene nella fase distensiva sviluppatasi nell’Appennino dopo l’orogenesi che ha dato origine alla catena. I complessi movimenti tettonici che hanno dato origine a questa conca sono gli stessi avvenuti per il Fucino, seppure con modalità e tempi diversi.
Piani Palentini visti dal Monte Salviano. (Immagine personale)
Volendo fare una breve sintesi dell’evoluzione geologica dell’area diciamo che tra i 93 e i 70 milioni di anni fa si ha la deposizione dei Calcari a radiolatidi con presenza di rudiste, il che indica un’ambiente di mare epicontinentale, un’ambiente molto simile alle isole Bahamas attuali.
Schema di Piattaforme carbonatiche sviluppatesi in prossimità di una costa (orlate cioè con tratti del margine
emersi e aperteovvero totalemente sommerse) oppure isolate in pieno oceano)
Ricostruzione schematica di un settore della piattaforma laziale – abruzzese, al passaggio verso
il bacino pelagico umbro – marchigiano. Sono stati rappresentati la soglia al margine della laguna
interna e la scarpata, con il tipico grembiule formato dai detriti che scendono sull’orlo della piattaforma
L’area italiana come le Bahamas 75 milioni di anni
fa.
65 milioni di anni fa abbiamo una grande estinzione di massa che si porta via oltre ai dinosauri, moltissime specie animali e vegetali. Più o meno intorno a questo periodo abbiamo una grande lacuna stratigrafica, ovvero si ha una mancanza di formazione di stratificazioni di materiali, tramite cui vi potrebbe essere una ricostruzione precisa di come sono andate le cose in questa fase
Quello che sappiamo è che questa lacuna stratigrafica perdura fino a 23 milioni di anni fa ovvero fino al tardo Oligocene. Poi in seguito iniziano a formarsi gli Appenini in un arco di tempo che va da 20 a circa 5,3 milioni di anni fa.
In questa fase larghi settori di mare epicontinentale iniziano a sovrapporsi l’un sull’altro originando la catena carbonatica degli Appennini, partendo da nord fino ad interessare i settori meridionali. In pratica si ha un sovrapporsi di settori seguendo in grandi linee un andamento da ovest verso est.
A causa di questo movimento si ha la deposizione nel mare epicontinetale delle formazioni dei “Calcari a Briozoi e Litotamni” e dei “Calcari Arancioni ad Echinidi” e ciò tra 21,7 e 11,6 milioni di anni fa. Queste formazioni indicano una zona di rampa carbonatica.
Siamo quindi arrivati a 11,6 milioni di anni fa ovvero nel Serravalliano (Miocene medio) e a questo punto inizia a formarsi l’oceano Tirrenico con l’iniziale apertura del bacino nel settore nord che man mano scende fino ad interessare l’intera penisola da nord a sud. Ciò produce una rotazione del settore italiano ancora in formazione.
Segno di questo movimento è l’iniziale coinvolgimento del settore abruzzese-marsicano che viene sollevandosi. In pratica alla fine del Miocene medio le aree centrali dell’Italia quindi anche l’area marsicana vengono raggiunte dalle fasi compressive dell’orogenesi appenninica, connesse alla chiusura dell’oceano ligure-piemontese.
Il fronte deformativo, migrando nel tempo verso est, causa l’iniziale flessurazione dell’avampaese (Cipollari&Cosentino, 1992; Mariotti, 1992; Patacca et alii; 1992) con il conseguente annegamento della piattaforma miocenica. La formazione che rappresenta questa fase sono le “Marne a Orbulina”.
La successiva individuazione, sul fronte della catena in avanzamento, di vaste depressioni tettoniche (avanfosse) consente la rapida deposizione di consistenti quantitativi di torbititi silicoclatiche sinorogeniche (flysh). In pratica l’orogenesi è arrivata a coinvolgere l’area marsicana determinando un ulteriore affossamento dei fondali marini (9,4-7,2 milioni di anni fa).
Italia nel Pliocene.
Questa fase di Orogenesi perdura nel Messiniano (6,3 milioni di anni fa) e porta all’emersione dei fondali marini con deposizione di flysch torbiditici, arrivando infine a formare molte catene montuose tra cui la catena Velino-Sirente.
Rielaborazione personale
Nel corso di questi movimenti orogenetici, durati milioni di anni, e non ancora finiti, i rigidi ed enormi piastroni delle piattaforme carbonatiche si frammentano in più blocchi che si ammassano in modo complicato, coinvolgendo nella deformazione anche le rocce bacinali, meno resistenti.
Ebbene i resti di una di quelle piattaforme, che i geologi hanno definito “laziale-abruzzese”, costituiscono oggi gran parte dei rilievi montuosi del Lazio centro meridionale e del confinante Abruzzo.
Figura che mostra la distribuzione dei resti
della Piattaforma carbonatica laziale-abruzzese (e di un lembo della
piattaforma della Maiella, del tutto simile)
nell’Appennino centrale; sono stati messi in
evidenza i tratti di soglia conservati. Nel processo di deformazione il grosso
piastrone di calcari si è frantumato
in molte parti che si sono accavallati parzialmente
l’uno sull’altro (come tegole di un tetto), fino a generare le lunghe dorsali
montuose che oggi caratterizzano questa parte dell’Appennino.
C’è anche da dire che questa tettonica compressiva viene spesso accompagnata da tettonica trascorrente ( Compagnoni et alii, 1992c, 1993), che risulta evidente in diverse aree come nella Valle Roveto e nella dorsale M. Bove – M. Guardia d’Orlando (Montone&Salvini, 1991, 1993).
Tra 5,3 e 2,4 milioni di anni si completano le ultime fasi compressive che strutturano i vari settori che compongono l’Appennino. A questo punto più o meno 2,4 milioni di anni fa a seconda delle zone si attiva sulle grandi masse montuose emerse una lunga fase distensiva, che perdura ancora oggi.
Questa tettonica distensiva origina con il tempo diverse depressioni intermontane, solitamente asimmetriche e più volte attivate da fasi di sprofondamento, che sono state poi colmate da sedimenti fluviali, lacustri e di versante. Tra le depressioni che interessano il nostro settore di studio ricordiamo le conche della Piana del Cavaliere, di Corvaro, del Fucino e dei Piani Palentini.
Questa zona infatti inizia a strutturarsi all’inizio del Pliocene (5,3 milioni di anni fa) e il fenomeno distensivo si viene via via intensificando fino a dare al territorio l’aspetto attuale. Questo fenomeno distensivo si esplica interessando diversi segmenti di faglia, che prima erano strutture compressive, che hanno agito nella fase precedente, portando alla formazione della catena Appenninica, facendo emergere larghi settori che prima era sott’acqua. Ora invece queste strutture sono attivate insieme ad altre completamente nuove, come strutture distensive, che portano alla nascita delle conche intermontane, come la Conca del Fucino o dei Piani Palentini.
I Piani Palentini. (Immagine personale)
Il resto dell’aspetto esterno è frutto dell’intensa azione glaciale avvenuta negli ultimi 2 milioni di anni, accompagnata da un’altrettanta forte azione carsica. Oggi i Piani Palentini sono coperti da depositi lacustri e fluviali, ma il basamento è carbonatico e in alcuni casi si trova anche molto sotto l’attuale piano stradale. Non è difficile parlare anche di 800 – 1000 m sottoterra.
Bibliografia
- Giraudi C. (1988) – Evoluzione geologica della piana del Fucino (Abruzzo) negli ultimi 30.000 anni. Il Quaternario, 1(2): 131-159.
- Giraudi C. (1991) – Le variazioni di livello del lago del Fucino (Abruzzo) nel periodo 1783-1862: implicazioni climatiche. Il Quaternario, 3(2): 167-174.
- Note illustrative della Carta Geomorfologica D’Italia alla scala 1:50.000 del foglio 367 “TAGLIACOZZO”
- Wikipedia