base EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICA QUATERNARIA DELLA CONCA INTERMONTANA DI CARSOLI (AQ) Maurizio D’Orefice1, Francesco Dramis2, Elena Graciotti3, Roberto Graciotti1 & Michele Soligo2 1ISPRA – Dipartimento Difesa del Suolo-Servizio Geologico d’Italia, Roma. 2Dipartimento di Scienze Geologiche, Università “Roma Tre”, Roma. 3Libera professionista, Via della Grande Muraglia, 46 Roma. Corresponding author: M. D’Orefice RIASSUNTO: D’Orefice M. et al., Evoluzione geomorfologica quaternaria della conca intermontana di Carsoli (AQ). (IT ISSN 0394-3356, 2010). Nel presente lavoro vengono esposti i risultati di uno studio a carattere geologico e geomorfologico, condotto nella conca intermonta- na di Carsoli (AQ), ubicata nell’Appennino Centrale, al confine tra le regioni Abruzzo e Lazio. Si tratta di un’ampia depressione di origine tettonica, collocata nel punto di contatto tra due differenti domini paleogeografici, separati da un tratto della linea tettonica “Olévano-Antrodoco”. La Conca di Carsoli è colmata da una successione di sedimenti continentali di rilevante spessore ed estensione, i quali sono stati distinti in diverse unità litostratigrafiche. I sedimenti continentali più antichi affioranti all’interno dell’area in studio sono di origine lacustre (limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola). Essi sono caratterizzati da uno spessore massimo di circa 200 m e sono diffusi in quasi il 50% della conca, affiorando con una certa continuità nei suoi settori nord-occidentale e centrale (Bosco di Oricola); affioramenti isolati, invece, sono ubicati lungo il margine orientale della depressione. I sedimenti lacustri, la cui deposizione è probabilmente avvenuta tra il Pleistocene inferiore ed il Pleistocene medio, sono limitati verso l’alto da una antica superficie di erosione sub-orizzontale, di cui attualmente rimangono solo alcuni lembi relitti. Ai depositi lacustri fanno seguito, lungo il bordo nord-orientale della Conca di Carsoli, sedimenti fluviali grossolani sospesi sull’attuale piana, deposti anticamente da un paleo-Turano (ghiaie della Madonna delle Grazie). Nella parte centro-occidentale e meridionale dell’area in esame, inizia bruscamente a partire da un’articolata superficie erosiva model- lata nei depositi lacustri e nel substrato carbonatico meso-cenozoico, una significativa sequenza di terreni vulcanici di origine locale, datati intorno ai 530-540.000 anni dal presente. Al loro interno sono state distinte tre unità piroclastiche principali, corrispondenti ad altrettanti membri: 1) brecce d’apertura di Oricola Scalo; 2) tufi grigi di Oricola Scalo; 3) tufi rossi di S. Giovanni. Di queste tre unità solo le ultime due affiorano ampiamente nell’area di studio. Le brecce di Oricola Scalo sono relative alla fase d’apertura del condotto. Esse consistono in strati di breccia a struttura massiva con- nessi a meccanismi deposizionali da caduta (airfall) e/o da debris flow, separati da livelli di tufo legati a fenomeni di base surge. I tufi grigi di Oricola Scalo sono costituiti essenzialmente da tufi cineritici grigi a lapilli, con laminazione incrociata da surge, e da tufi grigi a lapilli con struttura massiva da pyroclastic flow. I soprastanti tufi rossi di S. Giovanni presentano, invece, uno spessore ed un’e- stensione areale maggiore di quella dei tufi grigi sottostanti. L’unità è prevalentemente formata da tufi rossi a lapilli, con strutture dunari o a laminazione parallela da surge e caduta (airfall). Dopo la sedimentazione lacustre e alla fine degli episodi vulcanici, il territorio esaminato è stato interessato da un’intensa dinamica fluviale. Questa ha portato alla sedimentazione, nel settore centro-meridionale ed orientale della conca, di estesi depositi alluvionali riconducibili ad eventi deposizionali differenti. Lo studio lito-morfo-stratigrafico di questi depositi fluviali, integrato con diverse datazio- ni radiometriche, ha consentito una loro distinzione in quattro unità (ghiaie, sabbie e limi dei Prati, conglomerati del Fosso Fioio, ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine, ghiaie, sabbie e limi del Fiume Turano) incastrate progressivamente le une nelle altre e di età varia- bile tra il Pleistocene medio finale e l’Attuale. All’interno dell’unità alluvionale riferibile al Pleistocene medio finale è incassato un deposito carbonatico di origine continentale. Si tratta di un orizzonte calcareo (calcareous tufa), datato a circa 46.000 ± 6.000 anni BP, che origina, in corrispondenza del settore meri- dionale della conca (Fonte Bosco), un corpo sedimentario di poche centinaia di metri di lunghezza e di 1,5 m di spessore massimo. Per quanto riguarda le fasi deposizionali più recenti, particolarmente significativi si sono rivelati gli studio stratigrafici condotti sul conoide del Fosso Luisa (Camerata Nuova) e la datazione radiometrica di un orizzonte colluviale situato all’interno della sua porzione superiore. Tale datazione, fornendo un’età calibrata di 3.550-3.400 anni BP, ha permesso una scansione temporale di alcuni eventi sedimentari ed erosivi che hanno caratterizzato la parte alta del conoide nell’Olocene finale. ABSTRACT: D’Orefice M. et al., Quaternary geomorphological evolution of Carsoli intermontane basin (L’Aquila, Italy). (IT ISSN 0394- 3356, 2010). In the present work the results of a geological and geomorphological study are presented. The study has been carried out in the Carsoli intermontane basin (AQ), a wide depression of tectonic origin, located between Abruzzo and Lazio regions, at the boundary of two different palaeogeographic domains, separated by the “Olevano-Antrodoco” tectonic line. The Carsoli basin is filled with a continental sedimentary succession of considerable thickness and extent, which has been classified into several lithostratigraphic units, mainly on the basis of their lithological, morphological and geochronological characteristics. The oldest continental sediments outcropping within the study area are of lacustrine origin (Bosco di Oricola silts, clays and sands). These sediments, whose deposition has probably occurred in the Lower – Middle Pleistocene, are characterized by a maximum thick- ness of about 200 m. They are widespread in the north-western and central parts of the basin (Bosco di Oricola) and are locally present on the eastern edge of the basin. The lacustrine deposits are cut across by an ancient sub-horizontal erosion surface, and at present, only some remnants remain. The lacustrine sediments are covered, on the north-eastern edge of the basin, by coarse fluvial sediments suspended on the present plain, originally deposited by the paleo-Turano River (Madonna delle Grazie gravels). In the central-western and southern part of the study area, a significant sequence of local volcanic deposits, dated around 530 – 540 kyears BP, outcrops. The volcanic sequence abruptly begins from an articulated erosive surface shaped in lacustrine deposits and Meso-Cenozoic carbonatic bedrock. Three main pyroclastic units are distinguished in the following members: 1) Oricola scalo ope- Il Quaternario Italian Journal of Quaternary Sciences 23(1), 2010 - 55-74 56 M. D’Orefice et al. 1. INTRODUZIONE La conca intermontana di Carsoli (AQ) riveste un particolare interesse nell’ambito della geologia del Quaternario e della geomorfologia, in quanto: i) è col- mata da un’articolata successione di sedimenti conti- nentali di rilevante spessore ed estensione; ii) è sede di un peculiare vulcanismo monogenico locale medio-plei- stocenico. Lo scopo del presente lavoro è quello di delineare le principali tappe morfoevolutive che hanno caratteriz- zato la Conca di Carsoli nel corso del Quaternario mediante l’utilizzo di dati litostratigrafici, geomorfologici e geocronologici, acquisiti nell’ambito di diverse ricer- che condotte a partire dalla fine degli anni ’90. I dati litostratigrafici e geomorfologici inerenti i depositi continentali sono stati in gran parte tratti dai rilevamenti alla scala 1:10.000, effettuati nell’ambito della realizzazione del Foglio geomorfologico 367 “Tagliacozzo” (APAT - SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 2009; CHIARINI et alii, 2009). Considerata la rarità e la disconti- nuità degli affioramenti dei depositi quaternari, i rileva- menti di campagna sono stati integrati con dati ricavati sia da sondaggi geognostici già esistenti, sia da nuovi sondaggi elettrici verticali (S ERVIZIO G EOLOGICO NAZIONALE, 1998), sondaggi meccanici a carotaggio continuo (SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE, 2000), trincee a mano e perforazioni realizzate mediante trivella manua- le. Le informazioni litostratigrafiche e tettoniche rela- tive al substrato marino, invece, sono state desunte dal corrispondente Foglio geologico “Tagliacozzo” (SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 2005; COMPAGNONI et alii, 2005) e in parte integrate dai rilevamenti originali di alcuni autori del presente lavoro. Il quadro litostratigrafico è stato arricchito con dati geocronologici desunti da diverse determinazioni isotopiche, riportate oltre che in BOSI et alii (1991), in lavori precedenti svolti anche da alcuni autori di questa nota (BARBIERI et alii, 1998; D’OREFICE et alii, 2006; DRAMIS et alii, 2008). 2. STUDI PRECEDENTI I primi lavori geomorfologici che hanno interessa- to l’area in studio sono quelli dell’elvetico BIELER-CHATE- LAN (1928, 1929, 1930, 1931), il quale nelle sue numero- se pubblicazioni sostiene che molte forme e depositi ivi presenti siano stati originati da un vasto ghiacciaio “polisintetico”, che scendendo lungo le cinque valli confluenti nella Conca di Carsoli, superava la stessa, per poi proseguire con due lingue nelle valli dell’Aniene e del Turano. Tale ipotesi viene prontamente contestata da GORTANI (1930a, 1930b, 1931) e qualche anno dopo anche SUTER (1934, 1939) si convince della scarsa veri- dicità delle affermazioni dello studioso svizzero. Con la pubblicazione del Foglio 145 “Avezzano” (REGIO UFFICIO GEOLOGICO, 1934), privo tra l’altro di note illustrative, viene delineato un primo quadro geologico generale dell’area. In questo foglio vengono cartografa- te, su gran parte del fondo della conca, “alluvioni ter- razzate del Quaternario recente”, mentre lungo i bordi della depressione sono state rappresentate “conoidi abbandonate” e “detriti di falda”. Solamente al centro della conca appaiono dei depositi vulcanici, descritti come “tufi più o meno cementati”. Successivamente, in uno studio geomorfologico di carattere regionale, DEMANGEOT (1965) ipotizza l’origi- ne della depressione per fenomeni carsici al di sotto della copertura “molassica”. Egli, inoltre, in accordo con SEGRE (1953), presuppone che lo svuotamento del- l’antico lago di Carsoli sia avvenuto progressivamente attraverso l’escavazione della forra del Fosso Bagnatore, indotta da una ripresa dell’attività tettonica nel settore compreso tra Riofreddo ed Arsoli. DI FILIPPO & TORO (1979), nell’ambito d’indagini gravimetriche atte ad ottenere dati sull’andamento strutturale profondo dei M.ti Simbruini, hanno eviden- ziato un minimo gravimetrico nella Conca di Carsoli, che imputano alla bassa densità degli “estesi e potenti” sedimenti lacustri ivi affioranti. RAFFY (1979) accentra la sua attenzione su un ning–vent breccias, 2) Oricola Scalo grey tuffs, 3) S. Giovanni red tuffs. Only the last two units widely outcrops in the study area. The Oricola Scalo opening-vent breccias are relative to the early opening phase of the conduit. They consist of a massive structure connected to the depositional mechanisms of airfall and/or debris flow, separated by tuff layers related to base surge phenomena. The Oricola Scalo grey tuffs unit mainly consists of grey ash-lapilli tuffs with surge cross-laminations, and grey lapilli tuffs with a massi- ve structure of pyroclastic flow. The overlying S. Giovanni red tuffs are characterized, instead, by a thickness and distribution greater than that of underlying grey tuffs. The unit is mainly composed of red lapilli tuffs, with dune structures or a parallel lamination of surge and airfall. After the lacustrine sedimentation and the volcanic episodes, the examined area underwent intense fluvial dynamics. This led to the sedimentation, in the central-southern and eastern part of the basin, of a sequence of alluvial deposits belonging to different depositio- nal events. The morpho-litho-stratigraphic analysis of these fluvial deposits, in addition with radiometric ages, allowed for their classifi- cation into four units (Prati gravels, sands and silts, Fioio Stream conglomerates, Immagine gravels, sands and silts, Turano River gra- vels, sands and silts) progressively embedded into each other and ranging in age between the late Middle Pleistocene and the Present. Entrenched in the late Middle Pleistocene alluvial unit, in the southern sector of the basin (Fonte Bosco), a few hundred meters long and 1.5 meters thick calcareous tufa layer, dated by U-series method at 46,000 ± 6,000 years BP outcrops. With regard to the most recent depositional phases, great relevance has to be ascribed to the stratigraphic study carried out on the Fosso Luisa fan (Camerata Nuova) and the radiometric dating of colluvial horizon, there present. This dating, providing a calibrated 14C age of 3,550-3,400 years BP, has allowed for a temporal definition of some sedimentary and erosive events that marked the upper part of the fan during the final part of Holocene. Parole chiave: geologia del Quaternario, geomorfologia, bacini continentali intermontani, Oricola-Carsoli (L’Aquila). Keywords: Quaternary geology, geomorphology, intermontane continental basins, Oricola–Carsoli (L’Aquila). deposito fluviale molto grossolano, affiorante sulla colli- na Calacorte (625 m s.l.m.), a sud di Poggio Cinolfo, e in base a considerazioni sull’energia del mezzo, correla questi depositi fluviali con quelli ubicati più a valle, a nord di Turania, dove essi però superano gli 800 m di quota. La differenza altimetrica viene giustificata, dall’Autrice, mediante la presenza, tra Vivaro Romano e Poggio Cinolfo, di faglie dirette a direzione appenninica ed antiappenninica, che ribassano i depositi fluviali di Calacorte. Ciò, unito ad altre considerazioni, induce la RAFFY ad ipotizzare un’origine tettonica della depressio- ne, la quale a suo avviso è stata sede di un’unica sedi- mentazione lacustre, prodottasi in condizioni climatiche umide e conclusasi con un episodio vulcanico. L’abbondanza delle vulcaniti e le dimensioni dei mine- rali in esse contenuti, portano l’Autrice ad escludere una loro origine lontana e a supporre una provenienza di questi prodotti da condotti vulcanici locali, analoghi a quelli di M. Autore e della Valle dell’Aniene. In uno schema morfologico regionale RAFFY (1979, 1981/82) attribuisce i sedimenti lacustri, compresi i depositi vul- canici, al Pleistocene medio. Successivamente, informazioni a carattere gene- rale vengono fornite dalla “Carta delle Litofacies del Lazio-Abruzzo” (ACCORDI et alii, 1986), dove, data la scala 1:250.000, gli unici sedimenti continentali carto- grafati, nell’area in esame, sono costituiti da “depositi argillosi-sabbiosi contenenti molluschi lacustri stratigra- ficamente poco significativi (Plio-Pleistocene indifferen- ziato)”. DETTI (1988), nell’ambito di una tesi di laurea, ha eseguito un rilevamento alla scala 1:10.000 dell’intero bacino, finalizzato a delinearne l’evoluzione geologica plio-pleistocenica. La successione continentale affio- rante viene suddivisa nelle seguenti formazioni progres- sivamente incassate le une nelle altre: “Sabbie e limi di Oricola”, “Vulcaniti di Civita”, “Tufiti di S. Giovanni”, “Limi e sabbie vulcaniche dei Prati”, “Conglomerati di Fontanelle Brecciaro”, “Ghiaie di Pisciarello”, “Ghiaie di Calacorte”, “Sabbie e ghiaie della Piana”, “Ghiaie del Macerone”, “Detriti di falda e coltri colluviali”. Le “Sabbie e limi di Oricola” sono state attribuite al Pleistocene inferiore finale – Pleistocene medio, le “Vulcaniti di Civita” e i “Tufi di S. Giovanni” ipotetica- mente a 600.000 anni dal presente, la successione compresa tra i “Limi e sabbie vulcaniche dei Prati” e le “Ghiaie di Calacorte” al Pleistocene medio-superiore e i restanti depositi all’Olocene. A partire dagli anni ’90, una certa attenzione viene riservata ai prodotti vulcanici affioranti in questa zona, nei cui riguardi prima BOSI et alii (1991) e poi BOSI & LOCARDI (1991/2) ipotizzano un’origine locale, sulla scor- ta di argomentazioni geologiche e per la prima volta geochimiche. COLICA et alii (1995), nell’ambito di uno studio di geologia del Quaternario esteso a buona parte della Conca di Carsoli, individuano cinque unità morfo-lito- pedo-stratigrafiche che rappresentano su una carta geologica schematica alla scala 1:42.000. Tali unità, la cui attribuzione cronologica è stata effettuata dagli Autori essenzialmente in base alle caratteristiche litolo- giche ed al grado di sviluppo pedogenetico dei suoli, sono costituite da “depositi lacustri del Pleistocene inferiore-Pleistocene medio”, da “vulcaniti e tufiti di Oricola, del Pleistocene medio” di origine locale e da 57Evoluzione geomorfologica quaternaria ... tre corpi sedimentari (“unità Q3”, “unità Q2” e “unità Q1”) formati da depositi alluvionali compresi tra un generico Pleistocene e l’Olocene. Questi Autori, infine, in base ad una correlazione tra lineazioni, unità morfo- lito-stratigrafiche e tipologia del reticolo idrografico, ipotizzano un’influenza neotettonica nell’evoluzione quaternaria della conca. Una successiva pubblicazione (LORENZONI et alii, 1995) è dedicata alla “Carta dei suoli della conca intramontana tra Oricola e Carsoli (Provincia dell’Aquila)”. Tra la fine degli anni ’90 e i primi anni del secolo attuale, grazie ai nuovi dati provenienti dal rilevamento del Foglio Geologico e Geomorfologico 367 “Tagliacozzo” in scala 1:50.000 (SERVIZIO GEOLOGICO D’I- TALIA, 2005; COMPAGNONI et alii, 2005; APAT - SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA, 2009; CHIARINI et alii, 2009), vengono realizzati nuovi studi a carattere geomorfologico, vulca- nologico, petro-mineralogico e geochimico (BARBIERI et alii, 1997, 2000; D’OREFICE & GRACIOTTI, 2005; D’OREFICE et alii, 2006; DRAMIS et alii, 2008). 3. INQUADRAMENTO GEOGRAFICO E GEOLOGICO La conca intermontana di Carsoli è situata nel set- tore occidentale dell’Appennino Centrale, al confine tra le regioni Abruzzo e Lazio, ed è compresa interamente all’interno del bacino idrografico del Fiume Turano (fig. 1). Si tratta di un’ampia depressione chiusa, sede di un antico e vasto bacino lacustre, in cui sono andati a con- fluire forti spessori di depositi continentali, costituiti essenzialmente da sedimenti lacustri ed in minor misura da depositi fluviali strictu sensu, di conoide alluvionale e di versante. Sotto il profilo fisiografico la parte più depressa della Conca di Carsoli è contraddistinta da un ampia superficie di circa 40 km2 di estensione, sviluppata pressappoco tra la quota massima di 750 m s.l.m. (estremo settore meridionale) e la quota minima di 565 m s.l.m. (estremo settore settentrionale). Tale superfi- cie, caratterizzata da un perimetro sinuoso sul lato orientale e meridionale della conca e più regolare su quello occidentale e settentrionale, presenta in pianta una forma pressappoco ellittica, con asse maggiore, a direzione NNO-SSE, lungo circa 12 km ed asse minore, ortogonale al primo, di circa 6 km di lunghezza (fig. 1). La conca è profondamente incassata nei rilievi circo- stanti, i quali si affacciano sulla stessa con quote che raggiungono i 1.200 m circa s.l.m. in corrispondenza del sua porzione più meridionale. Complessivamente il fondo della depressione può essere considerato sub-pianeggiante, ma ad un esame più accurato questo risulta abbastanza irregolare. Esso, infatti, è caratterizzato da un microrilievo costituito da una serie di collinette che si ergono all’incirca dai 20 ai 40 metri al di sopra delle piane alluvionali attuali del F. Turano e del reticolo idrografico ad esso affluente. In linea di massima possono essere distinte due principali zone collinari, separate da una stretta area pianeggian- te, a forma di “Z”, percorsa dai fossi Fioio e Cammarano e dal F. Turano (fig. 1). Il F. Turano rappresenta l’asta principale, che per- corre la parte più depressa della conca con un tracciato caratterizzato da repentini cambi di direzione. Esso, infatti, in prossimità del centro abitato di Carsoli devia sedimenti calcarei e calcareo- marnosi miocenici (fig. 2). Il lato nord-occidentale della depres- sione è delimitato da una serie di rilievi meno elevati e fittamen- te boscati, la cui continuità è interrotta verso oriente dalla valle del F. Turano (fig. 1). Questi rilievi sono formati da torbiditi prevalentemente arena- cee ed arenaceo-pelitiche deposte nell’avanfossa messi- niana (fig. 2). I rilievi modellati sui sedimenti torbiditici messi- niani proseguono verso NE, bor- dando il lato nord-orientale della conca. Su di essi sono ubicati i paesi di Collalto Sabino (980 m s.l.m.), Poggio Cinolfo (713 m s.l.m.) e Carsoli (650 m s.l.m.) (figg. 1 e 2). La conca è chiusa, sul suo lato sud-orientale, da una serie di dorsali dall’anda- mento prevalentemente appen- ninico. Si tratta dei rilievi carbo- natici di età cretacico-mioceni- ca, appartenenti alle propaggini nord-occidentali dei Monti Simbruini, alla cui base è arroc- cato il paese di Pereto (878 m s.l.m.) (figg. 1 e 2). Sempre ai Monti Simbruini nord-occiden- tali appartiene il rilievo su cui sorge Oricola (810 m s.l.m.), che, con andamento NNO-SSE, chiude il lato sud-occidentale della Conca di Carsoli (figg. 1 e 2). La parte più meridionale della depressione, si va ad incuneare all’interno dei rilievi simbruini, restrin- gendosi, fino a chiudersi, in corrispondenza di Camerata Nuova (810 m s.l.m.). Dal punto di vista paleogeografico la Conca di Carsoli è situata in prossimità del contatto tra due diffe- renti domini meso-cenozoici. Ad est ed a sud-est le strutture dei rilievi calcarei dei Monti Simbruini sono, infatti, in facies di piattaforma interna laziale-abruzzese e risultano allineate prevalentemente in direzione NO- SE, mentre ad ovest i litotipi appartenenti alle strutture calcaree e calcareo-marnose dei Monti Sabini sono in facies sabina di transizione tra la piattaforma carbonati- ca ed il bacino umbro-marchigiano ed hanno un anda- mento meridiano (fig. 2). Questi due domini paleogeo- grafici sono separati da un tratto della linea tettonica “Olèvano-Antrodoco” (DAMIANI, 1984; CAVINATO et alii, 1986; COSENTINO & PAROTTO, 1991; CIPOLLARI & COSENTI- NO, 1992), “Ancona-Anzio” Auctt. (CASTELLARIN et alii, 1978), che con andamento circa N-S borda il piede dei Monti Sabini orientali, originando, a seguito dei feno- meni erosivi, una netta rottura di pendio (fig. 1). Tra i due domini sono interposti tettonicamente i depositi silicoclastici, terrigeni, dell’avanfossa messiniana. Le vicende tettoniche che hanno interessato l’a- rea sono inquadrabili all’interno di un contesto più generale che ha riguardato l’Appennino laziale-abruzze- se. Nel Messiniano questo settore appenninico viene completamente implicato nelle fasi compressive dell’o- 58 bruscamente di circa 50° verso SO per entrare nella conca omonima (figg. 1 e 2). Dopo un altro rapido cam- biamento di direzione di circa 70°, in corrispondenza della confluenza con il Fosso Cammarano, suo affluen- te di sinistra, il Turano assume una direzione appennini- ca, che manterrà sino alla confluenza con il Fosso Carcarone, altro suo affluente di sinistra. Da questo punto in poi il fiume devia di circa 40° verso nord ed esce dalla depressione. Il reticolo ad esso affluente è contraddistinto da densità di drenaggio, grado di gerar- chizzazione e pattern differenti da settore a settore della conca, in funzione dei litotipi affioranti. In partico- lare, nel settore centro-occidentale (Bosco di Oricola), il reticolo idrografico è ben organizzato secondo un pat- tern sub-dendritico, con direzione prevalente delle aste principali NO-SE e NNE-SSO e una densità di drenag- gio elevata. Nel settore settentrionale e nord-orientale del bacino in esame (tra Poggio Cinolfo e Villa Romana) il reticolo idrografico mostra un pattern dendritico, ben gerarchizzato, con direzione prevalente delle aste NE- SO e in subordine E-O. I quadranti meridionali della depressione sono invece contraddistinti da un reticolo sub-parallelo, poco o nulla gerarchizzato e con bassa densità di drenaggio, ad andamento da ONO-ESE a NNO-SSE. Il lato occidentale della conca è demarcato da un allineamento di monti a direzione N-S, su cui sorgono i paesi di Vallinfreda e Vivaro Romano (fig. 1). Tali rilievi, che raggiungono i 1.000 m di altezza, appartengono alle dorsali più orientali dei Monti Sabini, costituite da Fig. 1 - Rilievo ombreggiato della Conca di Carsoli ricavato dal Modello Digitale del Terreno con risoluzione di 20 m. Nel riquadro, localizzazione dell’area in studio. Shaded relief of the Carsoli Basin obtained from a 20 m resolution Digital Terrain Model. The study area is enclosed in the box. M. D’Orefice et al. 59 rogenesi appenninica, che hanno determinato piegamenti ed accavallamenti vergenti verso NE, come ad esempio il fronte dei Simbruini. Alla fase tettonica messiniana fa seguito, nel Pliocene inferiore, una nuova fase, che determina la sovrap- posizione, verso est, del domi- nio di transizione su quello di piattaforma lungo la citata linea “Olevano - Antrodoco”. Questa linea avrebbe, quindi, le caratte- ristiche di un elemento tettonico fuori sequenza rispetto alla generale successione temporale e spaziale con cui si sono svi- luppati i principali fronti di sovrascorrimento della catena appenninica, in progressiva migrazione verso est (CIPOLLARI & COSENTINO, 1992). La catena appena strutturata è stata in seguito interessata da un’inten- sa fase tettonica distensiva plio- quaternaria, che ha ribassato estesi settori della catena stes- sa, mediante la genesi di nume- rose faglie dirette e la riattivazio- ne di rampe di thrust come faglie normali a basso angolo; è questo il caso dell’importante faglia del Fosso Fioio (DAMIANI, 1990; COMPAGNONI et alii, 1993) che, con un decorso pressoché parallelo alla valle omonima (fig. 2), separa le dolomie e i calcari del Cretacico inferiore a NE, dai calcari del Cretacico superiore – Miocene a SO, con un rigetto reale di circa 1.500 m. Per quanto concerne l’evoluzio- ne tettonica della Conca di Carsoli, scarsi sono gli elementi e le evidenze di campagna che possano consentire una rico- struzione abbastanza attendibi- le, come anche rare sono le pubblicazioni su tale argomento riguardanti quest’area e le zone ad essa limitrofe. Tra queste può essere citato il lavoro di CAVINATO et alii (1986), che ana- lizza le caratteristiche strutturali di un’ampia fascia (circa 30 km) a cavallo del settore centrale della linea “Olévano - Antrodoco”, e quello di AMBRO- SETTI et alii (1987), finalizzato alla realizzazione della “Carta Neotettonica d’Italia”. Nel lavoro di CAVINATO et alii (1986), in cui almeno 15 stazioni di misura per l’analisi strutturale ricadono lungo il perimetro della Fig. 2 - Schema geologico dell’intera Conca di Carsoli (modificato da D’OREFICE & GRACIOTTI, 2005). Legenda: 1) ghiaie sabbie e limi del Fiume Turano - FLT - e depositi colluviali (Tardo- Olocene – Attuale); 2) ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine – FLI (12,5-11,9 ÷ 4,1-3,9 ka cal BC; Tardoglaciale – Olocene iniziale); 3) Conglomerati del Fosso Fioio - COF (Pleistocene superiore); 4) tufi calcarei di Fonte Bosco – CFB (46 ± 6 ka BP, metodo U/Th; Pleistocene superiore); 5) ghiaie, sabbie e limi dei Prati – FLP (Pleistocene medio finale); 6) depositi pirocla- stici indifferenziati (531 ÷ 540 ka BP, metodo 40Ar/39Ar e Rb/Sr; Pleistocene medio); 7) ghiaie della Madonna delle Grazie – FLG (Pleistocene medio iniziale); 8) limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola – LAO (Pleistocene inferiore - Pleistocene medio iniziale); 9) sedimenti terrige- ni: torbiditi silicoclastiche e marne a Orbulina (Miocene superiore); 10) sedimenti carbonatici in facies Sabina di transizione (Miocene inferiore – medio); 11) sedimenti carbonatici in facies Laziale-Abruzzese di piattaforma (Cretacico inferiore – Miocene medio); 12) sovrascorrimento (tratteggiato: non affiorante); 13) faglia diretta (tratteggiata: non affiorante); 14) datazioni radio- metriche. Geological scheme of the full Carsoli Basin (modified from D’OREFICE & GRACIOTTI, 2005). Legend: 1) Turano River silts, clays and sands – FLT - and colluvial deposits (Late Holocene – Present); 2) Immagine gravels, sands and silts – FLI (12.5-11.9 ÷ 4.1-3.9 cal ka BC; Late Glacial – early Holocene); 3) Fioio Stream conglomerates - COF (Upper Pleistocene); 4) Fonte Bosco calcareous tufa – CFB (46 ± 6 ka BP, U/Th method; Upper Pleistocene); 5) Prati gravels, sands and silts – FLP (late Middle Pleistocene); 6) undifferentiated pyroclastic deposits (531 ÷ 540 ka BP, 40Ar/39Ar and Rb/Sr methods; Middle Pleistocene); 7) Madonna delle Grazie gravels FLG (early Middle Pleistocene); 8) Bosco di Oricola silts, clays and sands – LAO (Lower Pleistocene – early Middle Pleistocene); 9) terrigenous sediments: siliciclastic turbidites and Orbulina marls (Upper Miocene); 10) transitional «Sabina» facies carbonatic sediments (Lower- Middle Miocene); 11) «Laziale-Abruzzese» platform facies carbonatic sediments (Lower Cretaceous – Middle Miocene); 12) overthrust (hatched: not outcropping); 13) normal fault (hat- ched: not outcropping); 14) radiometric dating. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... 60 conca, sono state individuate quattro fasi tettoniche, di cui tre compressive, avvenute tra il Tortoniano- Messiniano e il Pliocene inferiore, ed una distensiva tra il Pliocene medio e l’attuale. La prima fase compressiva è contraddistinta da sistemi coniugati di faglie inverse a direzione appenninica e localmente da sistemi trascor- renti. A questa fase segue un episodio distensivo, che ha generato sistemi di faglie dirette con direzione NO- SE. La seconda fase compressiva ha causato la forma- zione di strutture plicative ad asse prevalente N-S e sistemi coniugati di faglie inverse N20°O, a cui sono associate faglie di trascinamento orientate mediamente N70°E. La terza fase compressiva, meno evidente e dif- fusa delle precedenti, ha originato sistemi coniugati inversi e pieghe con cerniere NE-SO. La fase distensiva finale è rappresentata da sistemi coniugati di faglie dirette e faglie verticali N-S ed E-O, che dislocano chia- ramente le strutture compressive preesistenti e, in parti- colare, la linea “Olevano - Antrodoco”. Nella “Carta Neotettonica d’Italia” (AMBROSETTI et et alii, 1987), la Conca di Carsoli risulta caratterizzata, a partire dal Pliocene inferiore e medio, prima da un sol- levamento, poi nel Pliocene medio e superiore da un abbassamento, seguito da una risalita; nel Pleistocene inferiore si sarebbe nuovamente verificato un abbassa- mento, seguito a partire dal Pleistocene medio da un sollevamento. Prospezioni geofisiche, realizzate dal SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE (1998) su tutta la depressione per ricostruire l’andamento nel sottosuolo del substrato carbonatico e torbiditico, hanno evidenziato la presen- za di diverse linee di discontinuità che isolano il bedrock secondo blocchi. Questi sono delimitati da linee di discontinuità principali che, con orientamento N-S e NNO-SSO, interessano l’intero sottosuolo della conca e da discontinuità di lunghezza minore allineate in direzione ONO-ESE, NE-SO, NO-SE e E-O. La dispo- sizione relativa dei vari blocchi dà luogo ad alti e bassi strutturali al di sotto della successione continentale che ricopre in discordanza il substrato. In corrispondenza del Bosco di Oricola è stata registrata la massima profondità del tetto del substrato carbonatico, con quote che scendono al di sotto del livello del mare, fino a raggiungere la profondità di oltre 650 m dal piano campagna. 4. LITOSTRATIGRAFIA DEL SUBSTRATO PRE-QUA- TERNARIO Le rocce più antiche della successione carbonati- ca di piattaforma, risalgono agli inizi del Cretacico infe- riore e si rinvengono esclusivamente lungo la valle del Fosso Fioio, dove affiorano, per diverse centinaia di metri di spessore, alternanze calcareo-dolomitiche pas- santi verso l’alto a dolomie (“dolomie del Fosso Fioio”). In continuità stratigrafica seguono i “calcari a requieni- di” dell’Aptiano-Cenomaniano, formati da calcari, cal- cari dolomitici e dolomie, e i “calcari a radiolitidi” del Cretacico superiore. Nella parte più occidentale dei M.ti Simbruini (tra Arsoli, Pereto e Camerata Nuova), la suc- cessione cretacica di piattaforma carbonatica si chiude con i “calcari saccaroidi ad orbitoidi” (?Campaniano p.p. – Maastrichtiano p.p.), formati da calcari di spesso- re modesto intensamente ricristallizzati. Dopo la cosiddetta “lacuna paleogenica”, la sedi- mentazione carbonatica continua con la deposizione delle “calcareniti arancioni ad echinidi” del (?)Burdigaliano - Langhiano p.p.. Tale unità, in genere paraconcordante sui calcari del Cretacico superiore, affiora con spessori esigui in corrispondenza dei rilievi simbruini che si affacciano sulla Conca di Carsoli. In successione stratigrafica sulle “calcareniti arancioni ad echinidi” si rinviene la formazione dei “calcari a briozoi e litotamni” (Langhiano p.p. – Serravalliano p.p.) costi- tuita da calcareniti bioclastiche biancastre ben stratifi- cate. Questa formazione, con uno spessore di un centi- naio di metri, occupa gran parte del settore sud-orien- tale, meridionale e sud-occidentale dell’area in esame e presenta dei caratteri parzialmente diversi nelle struttu- re laziali-abruzzesi e in quelle sabine. Della successione sabina di transizione nell’area in studio affiora solo la “Formazione di Guadagnolo” (Aquitaniano p.p. – Langhiano (- Serravalliano p.p.)), costituita da marne, calcari marnosi e livelli calcareniti- ci, con lenti di selce ed abbondanti spicole di spugna. Questa formazione, presente esclusivamente lungo il margine occidentale della Conca di Carsoli, passa gra- dualmente a quella sopraccitata dei “calcari a briozoi e litotamni”. Al di sopra dei calcari miocenici si rinvengono ter- mini terrigeni appartenenti alla formazione delle “marne a Orbulina” del Serravalliano p.p. – Messiniano inferio- re, che testimoniano l’iniziale impostazione del bacino di avanfossa del Liri-Tagliacozzo. Questa formazione, costituita da calcareniti, calcari marnosi, marne e argil- le, affiora, in fasce strette ed allungate di modesto spessore, solo lungo il margine occidentale della conca. Alle marne a Orbulina seguono stratigraficamen- te torbiditi silicoclastiche che avrebbero colmato, nel Messiniano inferiore, il bacino di avanfossa sopra ripor- tato (“Unità arenaceo-pelitica del Liri-Tagliacozzo”). Nell’area in studio le torbiditi sono prevalentemente arenacee, in strati molto spessi, con rare intercalazioni di litofacies arenaceo-pelitiche e pelitico-arenacee in strati sottili e molto sottili. Lungo il bordo nord-orientale della conca, tra Poggio Cinolfo e Carsoli, le arenarie torbiditiche sono caratterizzate da intercalazioni di livelli conglomeratici poligenici e di calcareniti grossolane, nonché dalla presenza di olistoliti calcarei. Le torbiditi affiorano essenzialmente lungo il margine settentrionale e nord-orientale della conca, nei dintorni di Riofreddo e a nord di Oricola (fig. 2). In corrispondenza del settore nord-orientale dei M.ti Simbruini, al di fuori dell’area in studio, la sedimentazione terrigena ha dato invece luogo, nel Tortoniano - Messiniano inferiore, alla forma- zione di spessi depositi poligenici, prevalentemente psefitici, d’origine marina, denominati “brecce della Renga” (DEVOTO 1967a; 1967b). 5. LITOSTRATIGRAFIA DELLE SUCCESSIONI CON- TINENTALI Dopo una generale emersione, i prodotti originati dallo smantellamento dei rilievi meso-cenozoici, per opera degli agenti esogeni, hanno dato luogo ad una serie di depositi continentali quaternari, che si sono andati ad accumulare all’interno della depressione di Carsoli. Lo spessore di questi depositi è elevato, come M. D’Orefice et al. evidenziato dalle indagini gravi- metriche effettuate da DI FILIPPO & TORO (1979) nel settore sud- orientale della conca stessa; più precisamente esso può abbon- dantemente superare i 200 m circa, sulla scorta dei dati rica- vati dalle prospezioni geofisiche realizzate dal SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE (1998). I depositi continentali qua- ternari individuati nell’area in esame sono stati distinti in diverse unità, essenzialmente sulla base delle loro caratteristi- che litostratigrafiche e delle morfologie ad essi associate (fig. 3). In quest’ambito non si è fatto ricorso alle unità sintemi- che, poiché il riconoscimento di superfici di discontinuità signifi- cative e dimostrabili si è rivelato molto difficoltoso a causa della rarità degli affioramenti. Complessivamente, nell’ambito della successione continentale sono stati individuate le seguenti formazio- ni, elencate a partire dalle più antiche: • Limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola (LAO). • Ghiaie della Madonna delle Grazie (FLG). • Vulcaniti della Conca di Carsoli: - Membro delle brecce d’apertura di Oricola Scalo (BAO). - Membro dei tufi grigi di Oricola Scalo (TGO). - Membro dei tufi rossi di S. Giovanni (TRG). • Ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP). • Tufi calcarei di Fonte Bosco (CFB). • Conglomerati del Fosso Fioio (COF). • Ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI). • Ghiaie, sabbie e limi del Fiume Turano (FLT). • Colluvi e detriti di versante (CDV). 5.1. Limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola (LAO) I limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola costitui- scono i depositi continentali più antichi presenti all’inter- no della conca (fig. 3). Questi sedimenti, confinati unica- mente nel bacino attuale, affiorano in circa il 50% dell’a- rea in esame, rinvenendosi con una certa continuità in tutto il settore nord- occidentale e in parte centrale della stessa (Bosco di Oricola) (fig. 2). Lembi isolati si rinvengono a Col Farolo e zone limitrofe, lungo il Fosso Rientro, a nord di Colle S. Vito e in corrispondenza del bordo orientale e nord-orientale della depressione (Convento di S. Francesco e dintorni). Nel settore nord-occidentale della conca la quota massima di affio- ramento è di 637 m, mentre la quota minima è di 575 m s.l.m., invece a Col Farolo la formazione affiora tra 658 m e 595 m s.l.m. Comunque, è lungo il mar- gine orientale e nord-orientale che essa raggiunge le altezze più elevate, come ad esempio nell’area del Convento di S. Francesco. Partendo da questa località e procedendo verso NE, le quote massime di affiora- mento variano, infatti, da 630 m a 730 m circa, mentre gli spessori massimi si mantengono costantemente intorno ai 20-30 m. I depositi in esame si presentano ben stratificati e contraddistinti da alternanze di strati argilloso-limosi di colore grigio-azzurro e sabbioso-limosi di colore giallo- gnolo; quest’ultimi sono più frequenti nella parte più alta della formazione, evidenziando un trend di tipo coarsening-upward (CU). Gli strati, di spessore variabile da qualche centimetro ad un metro, hanno una forma tabulare alla scala dell’affioramento e sono delimitati da superfici piane e parallele (fig. 4). Internamente essi sono caratterizzati da una sottile laminazione prevalen- temente di tipo piano-parallela. Gli strati sabbioso-limo- si sono interessati da diffuse screziature ocra legate a fenomeni di ossidazione dei minerali ferrosi. Frequentemente il passaggio da strati sabbioso-limosi a sottostanti strati argilloso-limosi è contrassegnato da patine di alterazione limonitiche e da tasche e lobi da carico. Queste strutture da carico fanno sì che il limite tra uno strato e l’altro a volte sia leggermente ondulato. 61 Fig. 3 - Ricostruzione schematica dei rapporti morfo-litostratigrafici tra le varie unità sedimen- tarie continentali individuate all’interno della Conca di Carsoli (non in scala). LAO = limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola; FLG = ghiaie della Madonna delle Grazie; BAO = brecce d’a- pertura di Oricola Scalo; TGO = tufi grigi di Oricola Scalo; TRG = tufi rossi di S. Giovanni; FLP = ghiaie, sabbie e limi dei Prati; CFB = tufi calcarei di Fonte Bosco; COF = conglomerati del Fosso Fioio; FLI = ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine; FLT = ghiaie, sabbie e limi del Fiume Turano. Schematic reconstruction of the morpho-lithostratigraphic relationships between the different continental sedimentary units recognized in the Carsoli Basin (not in scale). LAO = Bosco di Oricola silts, clays and sands; FLG = Madonna delle Grazie gravels; BAO = Oricola Scalo ope- ning-vent breccias; TGO = Oricola Scalo grey tuffs; TRG = S. Giovanni red tuffs; FLP = Prati gravels, sands and silts; CFB = Fonte Bosco calcareous tufa; COF = Fioio Stream conglomera- tes; FLI = Immagine gravels, sands and silts; FLT = Turano River gravels, sands and silts Fig. 4 - Limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola (LAO). Sezione artificiale ubicata in prossimità della pendici del versante settentrionale di Col Farolo. I sedimenti, di origine lacustre, si presentano ben stratificati e inclinati di circa 20° verso SSE. Bosco di Oricola silts, clays and sands (LAO). Artificial section located near the base of the Col Farolo northern slope. The lacustrine sediments are well stratified and inclined by about 20° to SSE. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... Nei livelli più argillosi, a luoghi, si individuano valve giovanili e frammenti di ostracodi di acqua dolce, appartenenti al genere Ilyocypris e Candona (GLIOZZI, comunicazione personale); si tratta di un’ostracofauna tipicamente ipoalina, propria di un ambiente lacustre o palustre, che non fornisce alcuna indicazione di età. Sempre negli strati più argillosi si rinvengono gusci, in alcuni casi ben conservati, di gasteropodi, appartenenti ai generi Cernuella cfr. virgata, Cepea sp., Helix sp., Vallonia cfr. pulchella e dubitativamente Limnea. Tale malacofauna è costituita da tutte forme terrestri, se si esclude la presenza, peraltro dubbia, di Limnea, genere tipico di acque stagnanti. I gasteropodi riconosciuti fanno presumere l’esistenza di un ambiente aperto, tipo prato, con bassa vegetazione. Le malacofaune rinvenu- te, comunque, essendo banali, non consentono nessu- na determinazione di età relativa. Per quanto riguarda il contenuto pollinico della parte più argillosa di questi sedimenti, su tre campioni analizzati solo due hanno restituito rarissimi palinomorfi appartenenti a due soli taxa erbacei: Artemisia e Liliiflorae (SADORI, 2005). Un orizzonte lignitifero di modesto spessore è stato intercettato, ad una profondità di circa 100 m dal p.c., in un sondaggio realizzato molti anni fa all’interno del polverificio ex Stacchini sud, in località Rostere (quota boccapozzo 615 m s.l.m.). La frazione più sabbiosa è caratterizzata da una gran quantità di granuli di natura silicoclastica, mentre sono del tutto assenti livelli di origine piroclastica. Le analisi diffrattometriche effettuate su alcuni campioni, infatti, hanno rilevato una composizione mineralogica costituita dai seguenti minerali, elencati in ordine di abbondanza: quarzo, plagioclasio, mica, clorite, caolini- te e K-feldspato. La composizione mineralogica eviden- ziata, rivela una provenienza di questi depositi preva- lentemente dall’erosione dei litotipi terrigeni messiniani, in gran parte affioranti nel settore settentrionale della Conca di Carsoli e a nord di essa, lungo la medio-alta valle del Turano. Lo spessore di questi depositi, secondo i dati pro- venienti da alcune perforazioni realizzate soprattutto per scopi idrici, ed in base ad indagini geofisiche appo- sitamente effettuate dal SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE (1998), è variabile da pochi metri lungo i margini della piana, a più di 200 m nella zona depocentrale del baci- no, situata in corrispondenza del Bosco di Oricola. Il limite inferiore di questa unità è rappresentato da una superficie di discontinuità erosiva, attraverso la quale la formazione poggia in discordanza angolare sul substrato marino carbonatico e terrigeno. Tale superfi- cie, tracciabile lungo il bordo settentrionale, nord-orien- tale e orientale della Conca di Carsoli, aumenta sensi- bilmente e progressivamente di quota da Col Farolo verso le propaggini dei rilievi simbruini (da 650 a 675 m circa) e dal Convento di S. Francesco verso NE (da 600 a 700 m circa). Alla sommità l’unità è delimitata da un’antica ed estesa superficie suborizzontale, coincidente con l’at- tuale piano topografico e discordante con la giacitura degli strati. Tale superficie, di natura chiaramente erosi- va, è inclinata di circa 1° verso nord-ovest. Di questa superficie allo stato attuale rimangono solo alcuni lembi relitti tra le quote 620 m (Bosco di Oricola) e 658 m s.l.m. (Col Farolo), in conseguenza della sua incisione da parte di un reticolo idrografico subdendritico orien- tato prevalentemente in direzione NO-SE e NNE-SSO. Nel complesso la stratificazione nel settore cen- trale della conca è suborizzontale, mentre lungo il mar- gine centro-orientale e nord-orientale della stessa gli strati assumono inclinazioni di circa 10°-20° con immer- sioni variabili da SSO a SE (fig. 4). In alcuni affioramenti, ubicati in prossimità di Col Farolo, sono state osservate delle piccole dislocazioni tettoniche di carattere disten- sivo con rigetto di qualche metro. La presenza, lungo il bordo orientale e nord-orien- tale della conca, di strati più inclinati e di piccole faglie, unita a una quota più elevata delle superfici di disconti- nuità che delimitano questa formazione, inducono ad ipotizzare un sollevamento di questo settore. I caratteri tessiturali e granulometrici di questi depositi, le loro strutture sedimentarie, la continuità laterale degli strati, la geometria e la regolarità delle superfici di stratificazione, l’ostracofauna in essi pre- sente, fanno pensare ad una sedimentazione in un mezzo a bassa energia. Pertanto, sulla base di queste caratteristiche, peraltro uniformi in tutto il bacino sedi- mentario, e della distribuzione areale dei sedimenti, i depositi in questione possono essere attribuiti, in accordo con vari Autori (SEGRE, 1953; DEMANGEOT, 1965; RAFFY, 1979; ACCORDI et alii, 1986; DETTI, 1988; COLICA et alii, 1995; COMPAGNONI et alii, 2005; D’OREFICE & GRA- CIOTTI, 2005; CHIARINI et alii, 2009), ad un ambiente deposizionale lacustre. In un affioramento situato nel Bosco di Oricola è stato individuato un livello di modesto spessore costi- tuito da sabbie gialle grossolane, sovrapposte, con contatto erosivo, a questa formazione. Le sabbie, di natura silicoclastica e prive di minerali femici, sono caratterizzate da piccoli canali d’erosione e da una stra- tificazione incrociata ad alto angolo, che indica una paleocorrente diretta verso i quadranti settentrionali. Alla sommità dei depositi lacustri, nelle aree suborizzontali preservate dall’azione degli attuali pro- cessi erosivi, COLICA et alii (1995) hanno individuato dei paleosuoli (alfisuoli a profilo A B C) con caratteristiche pedologiche di condizioni climatiche non attuali. Questi paleosuoli, secondo il parere degli stessi Autori, dal confronto con altri paleosuoli dell’Italia Centrale, potrebbero essere attribuiti al Pleistocene superiore. In mancanza di precisi riferimenti crono-biostrati- grafici, le età proposte per i depositi lacustri sono gene- riche e diverse. Secondo RAFFY (1981/82) tali sedimenti sono attribuibili al Pleistocene medio; ACCORDI et alii (1986) e COMPAGNONI et alii (2005) li indicano come (?)plio-pleistocenici, mentre secondo DETTI (1988), COLI- CA et alii (1995) e D’OREFICE & GRACIOTTI (2005) essi hanno un’età compresa tra il Pleistocene inferiore ed il Pleistocene medio. Questi depositi, in ogni modo, sono più antichi dei sovrastanti prodotti vulcanici, datati intorno ai 530-540.000 anni dal presente (cfr par. 5.3.). 5.2. Ghiaie della Madonna delle Grazie (FLG) Questa formazione affiora, tra 640 m e 580 m di quota s.l.m., lungo il bordo nord-orientale della Conca di Carsoli, e più precisamente tra il Convento di S. Francesco ed il margine settentrionale della conca stes- sa (località “Cerretine”). Piccoli affioramenti, non carto- grafabili, probabilmente correlabili con quelli prima cita- ti, si rinvengono, tra 700 e 710 m di quota, sulle colline 62 M. D’Orefice et al. immediatamente a nord-ovest di Carsoli, ed in partico- lare sul versante destro della valle Mura, che si immette in destra della valle del Turano. Nel complesso la formazione in esame è costituita prevalentemente da ghiaie eterometriche, da centime- triche a decimetriche ed in misura minore da blocchi, che in casi eccezionali superano il metro di diametro (fig. 5). A luoghi nel deposito grossolano s’intercalano piccole lenti limoso-argillose o livelli sabbiosi. In gene- rale il deposito ghiaioso si presenta mal classato. Le ghiaie e i blocchi sono in prevalenza costituiti da litotipi calcarei appartenenti alla serie locale di piattaforma carbonatica, da “brecce della Renga” ed in minor misu- ra da litotipi arenacei. Nella maggior parte dei casi i blocchi sono arrotondati, di forma sferica e con un indi- ce di sfericità e di arrotondamento medio-alto; le ghiaie sono, invece, caratterizzate da una forma da sferica a discoidale e da un indice di arrotondamento minore. Sporadicamente s’individuano clasti contraddistinti da un’alterazione superficiale. La matrice è abbondante, essenzialmente sabbioso-limosa e di natura silicoclasti- ca. Al suo interno non sono stati rinvenuti minerali femi- ci di origine piroclastica. Nel complesso la tessitura è a supporto di clasti e solo raramente è a supporto di matrice. Non è evidente una netta embricatura dei ciot- toli, comunque, nei pochi casi in cui questa è osserva- bile, essa denota un andamento prevalente della paleo- corrente verso i quadranti settentrionali. Questa formazione raggiunge uno spessore mas- simo di circa 10 m tra il Convento di S. Francesco e la collina Calacorte. Le ghiaie della Madonna dele Grazie sono inferior- mente a contatto diretto, tramite una irregolare superfi- cie d’erosione, sia con le torbiditi arenacee alto-mioce- niche, sia con i limi, argille e sabbie del Bosco di Oricola (fig. 3). Il limite superiore dell’unità coincide, invece, con l’attuale superficie topografica. Dal punto di vista morfostratigrafico questa for- mazione, allungata nella stessa direzione dell’attuale corso del F. Turano e sospesa sulla sua odierna piana alluvionale, costituisce un terrazzo deposizionale i cui elementi morfologici principali (superficie sommitale e scarpata) sono stati fortemente rimodellati dagli agenti esogeni. In base alle caratteristiche granulometriche e tes- siturali, al grado di arrotondamento dei clasti, alla pre- senza, in alcuni casi, di embricatura dei ciottoli, questi depositi possono essere ascritti a facies torrentizie. L’attribuzione di un’età a questi sedimenti appare problematica. Infatti, anche se la loro posizione altime- trica è comparabile con quella dei depositi alluvionali affioranti nel settore meridionale della conca, attribuiti al Pleistocene medio finale (cfr. par. 5.4.), l’assenza di minerali di natura piroclastica nella matrice induce ad ipotizzare una loro messa in posto precedente al vulca- nismo monogenico di Carsoli ed a quello dei grandi centri peri-tirrenici. 5.3. Vulcaniti della Conca di Carsoli Nella parte centro-occidentale e meridionale della conca intermontana di Carsoli, inizia bruscamente, a partire da un’articolata superficie erosiva modellata nei depositi lacustri e nel substrato carbonatico meso- cenozoico, una peculiare sequenza di terreni vulcanici. Si tratta di prodotti piroclastici di genesi locale, connes- si alla presenza in quest’area di un vulcanismo mono- genico medio-pleistocenico (BARBIERI et alii, 1997, 2000; SOCIETÀ GEOLOGICA ITALIANA, 2003; D’OREFICE & GRACIOTTI, 2005; D’OREFICE et alii, 2006). Le vulcaniti sono state datate con il metodo 40Ar/39Ar a 0,531 Ma da BOSI et alii (1991) e con il metodo Rb/Sr a 0,540 Ma da D’OREFICE et alii (2006). La maggior parte dei prodotti vulcanici, e presu- mibilmente dei centri d’emissione, è localizzato nel set- tore centro-occidentale della conca, poco a nord di Oricola, e nel settore meridionale, tra Colle S. Vito e Camerata Nuova e lungo il Fosso Rientro. Un edificio isolato si trova nei pressi di Col Farolo, tra Oricola e Carsoli (fig. 2). Gli affioramenti ubicati in sinistra del Fosso Fioio, tra gli abitati di Rocca di Botte e Camerata Nuova, si allineano con direzione NNO-SSE in corri- spondenza della probabile prosecuzione, al di sotto della coltre continentale, della faglia normale d’interes- se regionale del Fosso Fioio, a cui alcuni Autori (DEVOTO, 1967a; DAMIANI, 1990; NASO et alii, 1991; COM- PAGNONI et alii 1993) attribuiscono un’evoluzione tettoni- ca complessa. Nelle sequenze vulcaniche, costituite in prevalen- za da tufi subaerei, non sono stati trovati paleosuoli né superfici erosive generalizzate imputabili a lunghe stasi eruttive (BARBIERI et alii, 2000). L’inclinazione degli strati è in genere poco accentuata, mentre sono frequenti le laminazioni incrociate e le strutture dunari, anche a scala metrica, associabili a surge. Le varie facies depo- sizionali si presentano spesso con rapporti laterali ete- ropici o canalizzati. Sono state riscontrate anche evi- denti discordanze angolari e piccole faglie con rigetto da pochi centimetri ad alcuni decimetri, evidenti negli affioramenti di Collina Rostere e di Oricola Scalo (D’O- REFICE & GRACIOTTI, 2005). La stratigrafia di dettaglio, ricostruita sulla base dei vari affioramenti presenti nel Bosco di Oricola e nel- l’area limitrofa all’autostrada Roma-L’Aquila A24, ha 63 Fig. 5 - Ghiaie della Madonna delle Grazie (FLG) affioranti nei pressi della località Cerretine: ghiaie da centimetriche a deci- metriche e blocchi a cui s’intercalano piccole lenti sabbiose. La porzione granulometricamente più fine del deposito è carat- terizzata dall’assenza di minerali femici di natura piroclastica. Madonna delle Grazie gravels (FLG) outcropping near Cerretine: centimetric to decimetric gravels and blocks with intercalated sandy lenses. The finer components are characte- rized by the absence of mafic pyroclactic elements. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... permesso di riconoscere tre principali unità piroclasti- che, che corrispondono ad altrettante fasi eruttive. Quindi, all’interno di questa formazione sono stati distinti i seguenti membri, elencati dal basso verso l’alto (fig. 3 e 6): 1) brecce d’apertura di Oricola Scalo (BAO); 2) tufi grigi di Oricola Scalo (TGO); 3) tufi rossi di S. Giovanni (TRG). Dalle analisi chimiche, mineralogiche e petrografi- che, concentrate sul membro dei tufi grigi di Oricola scalo (TGO), poiché meno alterato degli altri, è emerso che la frazione juvenile di questi tufi è composta da lapilli non vescicolari plasticamente deformati e saldati tra loro, da lapilli altamente vescicolari (pomici), da frammenti vetrosi e da frammenti cristallini di leucite, flogopite, diopside e K-feldspato, spesso immersi in una matrice micritica (<1µm) e compatta di calcite. Tra i minerali accessori sono presenti lo spinello magnetitico, l’apatite, il granato e l’olivina. La calcite micritica estrat- ta dai lapilli è chimicamente molto diversa da quelle delle rocce sedimentarie e la sua composizione isotopi- ca fornisce valori simili a quelli delle altre fasi mineralo- giche e della roccia totale. Inoltre, questi valori differi- scono in modo significativo da quelli ottenuti sui carbo- nati sedimentari dell’area di Oricola e sui clasti carbo- natici incorporati nelle brecce d’apertura di Oricola scalo (BAO). In base alla composizione mineralogica ed alla moda generale, questi litotipi possono essere clas- sificati come fono-foiditi e foiditi. Quando il contenuto della matrice carbonatica di origine ignea è superiore o prossimo al 50% del volume totale della roccia, tali lito- tipi possono considerarsi carbonatitici o carbonatiti s.s. Per una descrizione dettagliata delle caratteristiche minero-petrografiche e geochimiche delle unità pirocla- stiche individuate si rimanda, comunque, ai lavori spe- cifici di BARBIERI et alii (2000), D’OREFICE & GRACIOTTI (2005) e D’OREFICE et alii (2006). Di queste tre unità principali affiorano ampiamen- te solo le ultime due, mentre la prima, essendo legata alle fasi precoci d’apertura del condotto, affiora rara- mente. Essa è stata incontrata soprattutto in alcuni sondaggi a carotaggio continuo appositamente eseguiti nell’area (SERVIZIO GEOLOGICO NAZIONALE, 2000); alcune osservazioni sono, tuttavia, possibili in blocchi, non in sito, provenienti da un vicino sbancamento effettuato nei pressi della stazione ferroviaria di Oricola-Pereto. Le sequenze vulcaniche sopra citate a volte termi- nano con epiclastiti, costituite da lenti di sabbie ricche in cristalli, originate dal rimaneggiamento esogeno dei depositi primari. 5.3.1. Brecce d’apertura di Oricola Scalo (BAO) Le brecce d’apertura di Oricola Scalo sono costi- tuite da strati di spessore pluridecimetrico a struttura massiva che comprendono clasti calcarei d’origine sedimentaria, a spigoli vivi e di dimensioni centimetri- che, immersi in una matrice cineritica grossolana (fig. 7). All’interno della matrice, inoltre, si rinvengono piccoli lapilli mediamente vescicolati, tra cui spiccano cristalli centimetrici di mica. Tra i cristalli sono presenti anche pirosseno, leucite, K-feldspato e magnetite. Gli strati sono a volte separati da intercalazioni di tufo a laminazione incrociata, riferibile a strutture tipo ripples, forse da ricondurre a fenomeni di base surge. Questo membro risulta coerente per l’esistenza di cementi carbonatici. Una parte dei clasti carbonatici d’origine sedi- mentaria è costituita da litotipi non affioranti nelle immediate vicinanze della Conca di Carsoli, ma che verosimilmente, provengono dal basamento attraversa- to dal condotto eruttivo, dato che i clasti carbonatici presenti nei depositi continentali circostanti, ed in posi- zione interna alla conca, non hanno caratteristiche compatibili con quelle delle brecce suddette. All’interno di quest’unità sono, inoltre, presenti vuoti, eventual- mente riempiti da cementi secondari, lasciati da macrofossili vegetali e porzioni di fusti riferibili a grami- nacee (GIARDINI M., comunicazione personale) comple- tamente sostituiti da calcite. I macroresti vegetali mostrano che il materiale è stato inglobato violente- 64 Fig. 6 - Colonna stratigrafica ricostruita sulla base dei vari affioramenti individuati nel Bosco di Oricola. Si tratta di una complessa sequenza di prodotti da flusso piroclastico, surge e caduta (airfall) (parzialmente modificata da BARBIERI et alii, 2000). Stratigraphic section of the various volcanic outcrops identified in the Bosco di Oricola, showing a complex sequence of pyro- clastic flow, surge and airfall products (partially modified after BARBIERI et alii, 2000). M. D’Orefice et al. mente, frammentato ed isorientato durante la messa in posto di questa prima unità eruttiva. Gli strati di breccia sono stati interpretati per lo più come depositi molto prossimali da caduta (airfall) e/o da debris flow, relativi alla fase di apertura del con- dotto (BARBIERI et alii, 2000; D’OREFICE et alii, 2006). 5.3.2. Tufi grigi di Oricola Scalo (TGO) I tufi grigi di Oricola Scalo sono costituiti da un insieme di facies variabili da straterelli di cinerite a laminazione piano- parallela o incrociata fino a strati massivi di cinerite (BARBIERI et alii, 2000) (fig. 8). Questi ultimi sono saldati e molto competenti con accenni di jointing da con- trazione ed evidente frattura concoide. Lo spessore di que- sto membro, affiorante estesa- mente nel Bosco di Oricola, è mediamente intorno ai 2 metri, ma può raggiungere i 10 m circa presso l’area di servizio della A24 “Civita Nord”. L’affioramento più signifi- cativo è quello corrispondente alla colata piroclastica che si allunga in direzione E-O tra la Collina Rostere (quota 630 m s.l.m.) e la S. S. Tiburtina Valeria (quota 605 m s.l.m.), secondo una stretta fascia di circa 1,9 km di lunghezza (fig. 2). Dalle evidenze di campagna e soprattutto dai sondaggi geognostici realizzati trasversalmente all’asse della colata (fig. 9), essa corrisponde ad un corpo cana- lizzato all’interno di una preesistente vallecola incisa nei depositi lacustri (LAO). In conseguenza dell’inversione del rilievo ad opera dell’erosione selettiva, la colata piroclastica si trova attualmente lungo un displuvio, dove origina uno stretto ripiano tabulare. All’interno di questo membro sono stati individuati calchi di frammenti di legno, rami e foglie aghiformi di conifere, attribuibili prevalentemente a Gimnosperme della famiglia delle Pinaceae (generi Abies, Pinus e Picea) (GIARDINI & FOLLIERI, 1992) ed in subordine ad Angiosperme (generi Alnus, Carya e Zelkova) (GIARDINI & SADORI, in SADORI, 2005). Alcuni taxa come Alnus, ma soprattutto Abies e Carya, richiedono condizioni clima- 65 Fig. 7 - Brecce d’apertura di Oricola Scalo (BAO): clasti calca- rei spigolosi di natura sedimentaria, immersi in una matrice cineritica grossolana, da cui spiccano cristalli centimetrici di mica. Nella matrice sono, inoltre, presenti frammenti di fusti vegetali completamente sostituiti da calcite. The Oricola Scalo opening-vent breccias (BAO): sharp edged limestone sedimentary clasts immersed in a coarse cineritic matrix including centimetric crystals of mica and vegetal frag- ments completely substituted by calcite. Fig. 8 - Tufi grigi di Oricola Scalo (TGO) affioranti all’interno del Bosco di Oricola. I tufi sono stratigraficamente sovrapposti ai depositi lacustri (LAO) attraverso una superficie di erosione. The Oricola Scalo grey tuffs (TGO) outcropping at Bosco di Oricola. The tuffs stratigraphically overlay the lacustrine depo- sits (LAO) by means of an erosion surface. Fig. 9 - Sezione geologica A-A’, ricostruita per mezzo dei sondaggi meccanici effettuati nei pressi di Oricola Scalo in direzione trasversale all’asse della colata. Geological section A-A' near Oricola Scalo. The section has been reconstructed by coreholes drilled transversely to the pyroclastic flow axis. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... tiche di tipo spiccatamente oceanico, caratterizzate cioè da una considerevole umidità atmosferica. I dati paleobotanici acquisiti sono perfettamente compatibili con le età attribuite a questi prodotti da BOSI et alii (1991) e D’OREFICE et alii (2006). BARBIERI et alii (2000) e D’OREFICE et alii (2006) attribuiscono a questi depositi vulcanici una messa in posto, connessa, in prevalenza, a meccanismi di pyro- clastic flow e di surge. 5.3.2. Tufi rossi di S. Giovanni (TRG) I tufi rossi di S. Giovanni sono costituiti da una fitta alternanza di strati cineritici grossolani e fini, con lapilli pomicei generalmente rotti e brecciati e localmen- te con gusci cineritici accrezionari. Essi sono essenzialmente sovrapposti sia ai sot- tostanti tufi grigi (TGO), sia ai depositi lacustri prece- dentemente descritti (LAO) (fig. 3). I tufi rossi hanno uno spessore (fino a 15 m) ed un’estensione areale di gran lunga maggiore di quella delle unità eruttive sottostanti. La giacitura varia da orizzontale ad inclinata (da 5° a 20°), rispecchiando la morfologia del substrato. In questa unità si notano appoggi in netta discor- danza angolare, canali sindeposizionali, forme amman- tanti e strutture dunari anche di dimensioni metriche (fig. 10) (BARBIERI et alii, 2000). I tufi non si presentano compatti ed inoltre sono frequentemente interessati da orizzonti con patine limonitiche e da un’intensa pedo- genizzazione negli strati superiori. In base alle strutture sedimentarie e alle caratteristiche strutturali, questa unità è stata interpretata da BARBIERI et alii, 2000 come un’alternanza di depositi da surge e da caduta (airfall). La porzione superiore delle collinette che caratte- rizzano la zona compresa tra il Bosco di Oricola ed i contrafforti carbonatici meridionali è in gran parte costi- tuita da questi materiali, i quali danno luogo a collinette, rimodellate dagli agenti esogeni, dalla forma conica, ellittica o semicircolare (fig. 2). 5.4. Ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP) A nord e ad est della piccola struttura carbonatica di Colle S. Vito, affiora un esteso corpo sedimentario rilevato di circa 15 – 20 m sulla piana alluvionale sotto- stante. La maggior parte del litosoma è compresa tra il Fosso Fioio-Secco ed il Fosso S. Mauro (fig. 2). Il limite inferiore di questo corpo sedimentario ter- razzato è rappresentato da una superficie d’erosione fluviale irregolare, che lo pone a diretto contatto sia con il substrato carbonatico (nell’estremo settore meridio- nale della conca) e sia con i depositi lacustri e vulcanici (nel settore centro-meridionale della medesima depres- sione) (fig. 3). La mancanza di sezioni naturali e artificiali signifi- cative e di dati geognostici non ha consentito di deli- neare l’architettura interna di questa unità deposiziona- le. Tuttavia, sulla base dei dati di campagna relativi alla distribuzione ed alla granulometria dei depositi affioranti in superficie, è possibile distinguere zone con prevalen- za di sedimenti grossolani, alternate a zone essenzial- mente caratterizzate da sedimenti fini. Le prime sono contraddistinte principalmente da ghiaie grossolane e blocchi (diametro massimo intorno ai 30 cm) con tessi- tura a supporto di clasti e matrice sabbioso-limosa ricca in minerali vulcanici; i singoli elementi presentano un elevato indice di arrotondamento e sono costituiti da litotipi carbonatici di piattaforma (fig. 11). Le seconde, più frequenti alla sommità del corpo sedimentario, sono invece rappresentate da limi sabbioso-argillosi e argille limose con abbondanti minerali di origine vulcanica. Il corpo sedimentario presenta marcate variabilità di spessore, passando, in breve distanza, da spessori nulli a spessori intorno ai 20 m. Il litosoma è delimitato superiormente da un’este- sa superficie, corrispondente con il piano topografico, che si sviluppa più o meno tra le quote 700 e 620 m circa; tale superficie, coincidente con l’originaria super- ficie deposizionale, mostra un’inclinazione di circa un grado verso NO. I depositi in questione sono alterati al tetto da 66 Fig. 10 - Tufi rossi di S. Giovanni (TRG) affioranti tra l’A24 e la stazione ferroviaria di Oricola-Pereto, in corrispondenza di uno sbancamento antropico. I tufi sono caratterizzati da una fitta alternanza di cineriti grossolane e fini e da strutture dunari. The S. Giovanni red tuffs (TRG) outcropping between the A24 Highway and the Oricola-Pereto railway station, next to a man- made cut. They are characterized by a tight alternance of coar- se and fine cinerites showing dune structures. Fig. 11 - Località “Prati”: ghiaie eterometriche appartenenti alla facies grossolana dell’unità dei Prati (FLP). Le ghiaie, ben arro- tondate, sono costituite da litotipi carbonatici di piattaforma, mentre la matrice sabbioso-limosa è ricca di minerali vulcanici. Le ghiaie sono sovrapposte all’unità dei tufi rossi di S. Giovanni (TRG). Prati: heterometric gravels belonging to the coarse facies of the Prati unit (FLP). The well-rounded gravels consist of carbo- nate platform lithotypes, whereas the sandy-silty matrix is rich in volcanic minerals. The gravels rest on the S. Giovanni red tuffs unit (TRG). M. D’Orefice et al. mollisuoli e alfisuoli sui depositi ghiaiosi e da entisuoli sui sedimenti più fini (COLICA et alii, 1995). Il corpo sedimentario è dissecato dai diversi corsi d’acqua di provenienza simbruina, che si immettono nel settore meridionale della Conca di Carsoli. Lembi isolati di modeste dimensioni, appartenenti a questa formazione, si rinvengono anche alla base del versante meridionale di Col Farolo, tra quota 610 e 625 m s.l.m., nei pressi della stazione di servizio della A24 (Civita Nord), tra quota 610 e 630 m s.l.m., e nei dintor- ni della Collina Rostere, intorno alla quota 615 m. In considerazione degli aspetti geometrici, tessitu- rali, e morfologici è possibile interpretare il corpo sedi- mentario in questione come la porzione più distale di un antico conoide di deiezione, che progressivamente sfu- mava, verso NO, ad un ambiente di piana alluvionale. La deposizione del litosoma posteriormente ai prodotti del vulcanismo monogenico di Carsoli, la posi- zione altimetrica della superficie sommitale relitta, il suo grado di evoluzione nei riguardi dei processi erosivi, nonché le caratteristiche pedogenetiche dei suoli su di essa sviluppatisi, fanno propendere per un’età del corpo sedimentario riferibile alla parte finale del Pleistocene medio. 5.5. Tufi calcarei di Fonte Bosco (CFB) I tufi calcarei di Fonte Bosco affiorano circa un chilometro a nord di Colle S. Vito, intorno alla quota di 635 m. Essi costituiscono un corpo, leggermente incli- nato verso OSO, i cui resti danno luogo ad una forma planimetrica pressappoco triangolare, estesa in lun- ghezza per circa 250 m e larga al massimo circa 100 m (fig. 2). Il corpo sedimentario, di spessore variabile tra 0,5 e 1,5 m circa, inferiormente poggia su una superfi- cie erosiva modellata a spese sia dei depositi lacustri del Bosco di Oricola (LAO) e sia della litofacies più grossolana delle ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP), ad essi soprastante (fig. 3). Il litosoma è delimitato supe- riormente da un suolo scuro evoluto da terreni ricchi in materiali vulcanici rimaneggiati, su cui si è sviluppato un rigoglioso castagneto (DRAMIS et alii, 2008) (fig. 12). Di un certo interesse è la presenza, nei dintorni del corpo sedimentario in esame, di concrezioni carbonati- che diagenetiche e di frammenti di vulcaniti grigie litoi- di. Il deposito carbonatico (65% di CaCO3) nel com- plesso si presenta grossolanamente stratificato in livelli coerenti. Ad un’osservazione macroscopica il litotipo appare compatto, di colore marrone-giallognolo (10YR 6/4) e formato da fanghi di natura calcarea. Internamente sono visibili ad occhio nudo alcuni gaste- ropodi polmonati di acque basse (Lymnaea truncatula) e terrestri (genere Euconulus) (ESU D., comunicazione personale). Tra le strutture post deposizionali, frequenti sono le mineralizzazioni di manganese, anche in forma dendritica, i cristalli e le vene di calcite orientate in modo casuale e le patine di color marrone scuro, anch’esse prive di un’orientazione prevalente. L’esame al microscopio polarizzatore di alcune sezioni sottili e le analisi diffrattometriche, hanno con- sentito d’individuare la seguente composizione minera- logica: 1) calcite micritica in percentuale predominante; 2) quarzo di apporto terrigeno, fillosilicati e mica (para- gonite) in tracce. In base al contenuto mineralogico rile- vato, il litotipo può essere classificato come calcare micritico. Secondo DRAMIS et alii (2008), il deposito carbona- tico potrebbe essere classificato come freshwater tra- vertine o calcareous tufa (PEDLEY, 1990). Una datazione isotopica, realizzata con il metodo dei disequilibri nella serie dell’uranio, eseguita sul depo- sito carbonatico, ha fornito una età di 46 ± 6 ka BP (DRAMIS et alii, 2008). Nella datazione si è tenuto in debi- to conto della presenza d’impurità applicando un meto- do di correzione (Total Sample Dissolution), che consi- ste nell’analizzare differenti sub-campioni dello stesso affioramento. Questa datazione colloca il deposito car- bonatico all’interno dello stadio isotopico MIS 3, defini- to anche Interstadio Pleniglaciale (FOLLIERI et alii, 1989), essendo una fase di relativo riscaldamento tra il MIS 4 (I pleniglaciale) e il MIS 2 (II pleniglaciale). Il rapporto d’incassamento del deposito carbona- tico con le ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP), confer- ma, per quest’ultima formazione, un’età molto più anti- ca dello stadio isotopico 3. 5.6. Conglomerati del Fosso Fioio (COF) Nel tratto di fondovalle che va dallo sbocco del Fosso Fioio nella Conca di Carsoli (poco prima di Camerata Nuova) alla località il Casale (comune di Rocca di Botte), affiora una stretta fascia di depositi conglomeratici (fig. 2) che termina, in parte sotto forma di ghiaie sciolte, poco prima di Colle S. Vito. Complessivamente il deposito è clasto-sostenuto; la matrice è solitamente assente, nei rari casi in cui è presente essa è costituita prevalentemente da sabbie ricche in minerali femici di natura vulcanica (fig. 13). I clasti, di origine carbonatica, litologicamente apparten- gono alla serie locale di piattaforma interna laziale- abruzzese. Essi sono eterometrici (alcuni raggiungono il metro di diametro), di forma generalmente sferica e con grado di arrotondamento variabile da subangoloso a subarrotondato (litofacies Gm di MIALL, 1977, 1978, 1985). Nell’insieme il sedimento si presenta mal classa- to, non si osservano embricature nei clasti e canali d’e- rosione. 67 Fig. 12 - Piccolo rilievo, ubicato circa 1 km a nord di Colle S. Vito, la cui parte sommitale è formata dai tufi calcarei di Fonte Bosco (CFB). Questo deposito è ricoperto da un suolo scuro ricco di minerali vulcanici, sul quale si è sviluppato un boschetto di castagni. A small hill located ca. 1 km north of Colle S. Vito topped by the Fonte Bosco calcareous tufa (CFB). This deposit is covered by a brown soil rich in volcanic elements over which a small chestnut grove has grown. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... All’interno del deposito non si notano particolari strutture sedimentarie, tuttavia nel tratto compreso tra Camerata Nuova e Rocca di Botte si evidenzia una stratificazione grossolana pressoché orizzontale, sotto- lineata da un’alternanza di livelli formati da clasti a dif- ferente grado di arrotondamento. Il cemento è calcitico e in alcuni casi riempie tutti i vuoti intergranulari. Un tentativo di datare il cemento con il metodo U/Th non ha dato buon esito, poiché l’elevata componente detri- tica in esso contenuta, non ha consentito di ottenere dei complessi isotopici puri da analizzare allo spettro- metro. I rapporti stratigrafici di quest’unità con le ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP) non sono osservabili per la mancanza di affioramenti significativi. Sulla base delle sole caratteristiche geometriche e morfologiche, quali la posizione allo sbocco della valle, la forma leggermente svasata nella parte terminale e le quote delle superfici relitte sommitali (coincidenti con l’originaria superficie deposizionale) lievemente decre- scenti verso il centro della conca, è possibile interpreta- re il corpo sedimentario in esame come parte di un ben 68 Fig. 13 - Conglomerati del Fosso Fioio (COF) affioranti nei pressi di Fontanile Brecciaro: conglomerati costituiti da clasti carbonatici eterometrici da subangolosi a subarrondati. La matrice è scarsa o assente, mentre il grado di cementazione varia da basso a medio. Fioio Stream conglomerates (COF) outcropping near Fontanile Brecciaro: conglomerates made of heterometric, sub-angular to sub-rounded, carbonatic clasts, with scarce or absent matrix and low to medium cementation level. Fig. 14 - Ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI), messi in luce dall’erosione laterale del Fosso Cammarano, nei pressi del centro commerciale “Carsoli 2”: ghiaie grossolane eterometri- che di riempimento di canale fluviale, sormontate, con contat- to netto, da sedimenti più fini di tracimazione fluviale. Immagine gravels, sands and silts (FLI), exposed by the lateral erosion of Fosso Cammarano near the Carsoli 2 Commercial Center: heterometric coarse channel-fill gravels, overlain with sharp contact by finer overbank sediments. più esteso conoide alluvionale. Probabilmente la messa in posto di tale conoide può essere avvenuta nel Pleistocene superiore, in concomitanza dell’ultima gla- ciazione. 5.7. Ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI) Le aree pianeggianti della Conca di Carsoli, alti- metricamente disposte pressappoco tra le quote di 690 m (estremo settore meridionale della conca) e 585 m s.l.m. (estremo settore settentrionale), sono occupate da depositi di piana alluvionale non più attivi e sospesi da alcuni metri fino a circa 10 m sull’attuale fondovalle del Fiume Turano e del Fosso Cammarano (fig. 2). I depositi in questione sono costituiti da ghiaie grossolane eterometriche (prevalentemente centimetri- che), da sub-arrotondate ad arrotondate, generalmente in matrice sabbiosa, passanti lateralmente e vertical- mente, con contatto netto, a sabbie limose e limi argil- loso-sabbiosi scuri (fig. 14). Minerali femici di origine vulcanica si rinvengono sia nella matrice delle ghiaie, sia nella frazione sabbiosa dei sedimenti fini. Si sottoli- nea che i clasti facenti parte delle facies più grossolane hanno un grado di arrotondamento ed una dimensione massima (intorno ai 20-25 cm) inferiore a quella dei cla- sti appartenenti ai depositi fluviali più antichi della Conca di Carsoli (FLG e FLP). I depositi ghiaiosi danno luogo a corpi sedimenta- ri a geometria prevalentemente nastriforme, larghi alcu- ne centinaia di metri e spessi anche qualche decina di metri. Essi incidono, con contatto netto ed erosivo, i depositi più fini adiacenti, dando origine a canali di piana alluvionale. Il limite inferiore è costituito da una superficie ero- siva, che pone questo corpo sedimentario a diretto contatto sia con il substrato carbonatico (settore meri- dionale della depressione) e sia con le più antiche unità stratigrafiche continentali (LAO, FLG, TGO, TRG, FLP e COF). Il limite superiore è rappresentato da una vasta superficie d’accumulo sub-orizzontale, coincidente con M. D’Orefice et al. il piano topografico su cui corre la viabilità principale della conca (S.S. 5 Tiburtina Valeria, S.P. 27 del Cavaliere, S.P. 48/b Camerata Nuova, Via Spineta). In superficie questi depositi sono caratterizzati da suoli abbastanza evoluti, che vanno da entisuoli a molli- suoli sui depositi più grossolani e da entisuoli ad alfi- suoli sui sedimenti più fini (COLICA et alii, 1995). Su alcuni livelli organici presenti all’interno di que- st’unità stratigrafica sono state effettuate due datazioni al radiocarbonio, le quali hanno fornito le seguenti età calibrate: i) 4.180 – 3.940 anni cal BC (campione CeDaD-LTL3919A, prelevato alla sommità della forma- zione, lungo la sponda destra del Fosso Fioio, presso Fontanile Brecciaro – fig. 15); ii) 12.450 – 11.900 anni cal BC (campione CeDaD-LTL3920A, prelevato alla base della sponda sinistra del Fosso Fioio, presso Fontanile Brecciaro - fig. 16). La gran parte dei conoidi inattivi ubicati in corri- spondenza dello sbocco nella conca delle principali valli fluviali possono essere correlati a questi depositi, in quanto fisicamente in continuità morfologica con essi. In base alle considerazioni sopra esposte, e soprattutto alle datazioni radiometriche, si può ipotizza- re per i depositi alluvionali, come anche per i conoidi inattivi, un periodo di formazione compreso tra il Tardoglaciale e l’Olocene antico. 5.8. Ghiaie, sabbie e limi del Fiume Turano (FLT) I sedimenti appartenenti a questa unità si rinven- gono lungo i fondovalle attuali della conca e corrono incassati principalmente all’interno della formazione delle ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI), terrazzan- dola, a sud-ovest di Col Farolo, a sud del Convento di S. Francesco e in località Macerone, in almeno due ordini. Si tratta di sedimenti prevalentemente limoso- sabbiosi, affioranti lungo i fondovalle percorsi dal Fosso Carcarone, compreso il reticolo ad esso affluente, e dal Fosso Rientro. Alternanze di strati ghiaiosi con strati limoso-sabbiosi e sabbioso-limosi si rinvengono, inve- ce, lungo gli alvei dei fossi Fioio, Secco, S. Mauro, Pachetto e Cammarano. Tali alternanze sono ben evi- denti anche lungo le sponde del Fiume Turano (fig. 17) e nelle aree ad esso adiacenti; tuttavia, a breve distan- za dall’asse fluviale, affiorano in superficie depositi gra- nulometricamente più fini, come ad esempio in destra del Fosso Carcarone (località Pezze della Mola), dove si 69 Fig. 15 - Parte superiore dell’unità delle ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI), affiorante lungo la sponda destra del Fosso Fioio, presso Fontanile Brecciaro. In evidenza sedimenti fini ricchi in materia organica, intercalati nei depositi ghiaiosi. La datazione al radiocarbonio di un campione prelevato in tale livello ha fornito l’età calibrata di 4.180 – 3.940 anni BC. Upper part of the Immagine gravels, sands and silts (FLI), out- cropping along the right bank of the Fioio Stream, near Fontanile Brecciaro. Note the fine sediments, rich in organic matter, that are interbedded in the gravelly deposits. Radiocarbon dating of a sample taken from this level provided a calibrated age of 4,180 to 3,940 years BC. Fig. 16 - Parte inferiore dell’unità delle ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine (FLI), affiorante lungo la sponda sinistra del Fosso Fioio, presso Fontanile Brecciaro. Si notano sedimenti fini ricchi in materia organica, intercalati nei depositi ghiaiosi. La datazione al radiocarbonio di un campione prelevato in tale livello ha fornito l’età calibrata di 12.450 – 11.900 anni BC. Lower portion of the Immagine gravels, sands and silts (FLI), outcropping along the left bank of the Fioio Stream, at Fontanile Brecciaro. Note the fine sediments, rich in organic matter, that are interbedded in the gravelly deposits. Radiocarbon dating of a sample taken from this level provided a calibrated age of 12,450 to 11,900 years BC. Fig. 17 - Ghiaie, sabbie e limi (FLT) affioranti lungo la sponda destra del Fiume Turano: ghiaie grossolane di riempimento di canale fluviale passanti superiormente, con contatto netto ed erosivo, a limi sabbiosi di tracimazione, finemente stratificati e ricchi di sostanza organica. Gravels, sands and silts (FLT) outcropping on the right side of the Turano River: coarse channel-fill gravels passing upwards, with a sharp erosional contact, to finely stratified, overbank sandy silt sediments, rich in organic matter. Evoluzione geomorfologica quaternaria ... passa ad una piana alluvionale costituita da limi argillosi e argille limose di tracimazione fluviale. In questa piana la continuità laterale dei depositi fini è a volte interrotta da sottili fasce (non cartografabili) di sedimenti più grossolani (in genere sabbie e ghiaie) dall’andamento in pianta arcuato, riconducibili a meandri abbandonati del F. Turano. Sempre in corrispondenza dell’attuale piana alluvionale del F. Turano (località Prata Grande), le inda- gini geoelettriche hanno messo in evidenza l’esistenza di un paleocanale, a direzione circa est-ovest, legger- mente spostato più a sud-ovest rispetto al corso d’ac- qua odierno. Nella parte centrale dell’alveo del F. Turano si possono osservare, in più punti, barre longitudinali in formazione costituite da ghiaie, passanti sottocorrente a sabbie grossolane. I suoli che a volte si osservano alla sommità di questa formazione sono caratterizzati da uno scarso grado di evoluzione pedogenetica (entisuoli, secondo COLICA et alii, 1995). Una datazione al radiocarbonio effettuata su un legno carbonizzato rinvenuto all’interno di sedimenti limosi appartenenti a questa formazione (fig. 18) ha for- nito un’età calibrata di 330 – 200 anni cal BC (CeDaD- LTL3921A), corrispondente al IV–II sec. a.C. (età repub- blicana di Roma antica). Il campione è stato prelevato alla base della sponda destra del F. Turano, nei pressi della località Macerone. Ai depositi fluviali in esame si possono correlare alcuni conoidi di modeste dimensioni. Tra questi pos- sono essere citati quello di seconda generazione ad ovest di Camerata Nuova e quello del Fosso Luisa, ad est di Camerata Nuova. Il rinvenimento di depositi databili all’interno di quest’ultimo conoide da parte di BARBIERI et alii (1998), è sicuramente d’indubbio significato, anche in considerazione del fatto che nell’area in esame sono quasi del tutto assenti i riferi- menti cronologici relativi ai depositi qua- ternari continentali. Il conoide del Fosso Luisa è ubicato 300 m ad est di Camerata Nuova (M.ti Simbruini nord-orientali), in corrispondenza del tratto terminale dell’an- gusta valle a “V” percorsa dal fosso omo- nimo, affluente di sinistra del Fosso Fioio (fig. 2). In pianta il conoide ha una forma stretta ed allungata, con circa 200 m di lar- ghezza massima e 1.200 m di lunghezza; la sua pendenza media si aggira intorno al 10% e lo spessore è superiore ai 5 m. In un taglio antropico è stato possibile indivi- duare una successione che mostra le caratteristiche stratigrafiche e sedimento- logiche della parte superiore del conoide. Tale successione è costituita da (fig. 19): 1) Uno strato inferiore di ghiaie calcaree ete- rometriche a spigoli smussati, con tessitu- ra a supporto di matrice e gradazione inversa; 2) Uno strato intermedio formato da sedimenti argilloso-limosi debolmente sabbiosi di colore 5YR3/4 (bruno rossastro scuro), contenenti piccoli frammenti di ceramica fluitata e con tracce di pedoge- nesi; 3) Uno strato superiore di ghiaie e blocchi calcarei eterometrici, a spigoli smussati, con tessitura a supporto di clasti e gradazio- ne inversa. La datazione con il metodo del 14C delle sostanze organiche presenti nello strato intermedio, interpretato come un deposito d’origine colluviale (BAR- BIERI et alii, 1998), ha fornito un’età radiometrica con- venzionale di 3.270 ± 50 anni BP e un’età calibrata variabile tra 3.550 - 3.400 anni BP. In generale le carat- 70 Fig. 18 - Depositi fluviali (FLT) affioranti lungo la sponda destra del Fiume Turano: strato limoso contenente del materiale ligneo carbonizzato. La datazione al radiocarbonio di tale reperto ha fornito l’età calibrata di 330 – 200 anni BC. Fluvial deposits (FLT) outcropping on the right bank of the Turano River: silty layer containing carbonised wood. Radiocarbon dating provided a calibrated age of 330 to 200 years BC. Fig. 19 - Sezione schematica stratigrafica della parte superiore del corpo del conoide del Fosso Luisa (Camerata Nuova) (parzialmente modificata da BARBIERI et alii, 1998). Legenda: 1) strato inferiore di ghiaie calcaree eterometriche con tes- situra a supporto di matrice e gradazione inversa; 2) deposito colluviale a granulo- metria fine; 3) strato superiore di ghiaie e blocchi calcarei eterometrici, con tessitu- ra a supporto di clasti e gradazione inversa. Schematic stratigraphic section of the upper part of the Luisa stream alluvial fan (Camerata Nuova) (partially modified after BARBIERI et alii, 1998). Legend: 1) lower layer of heterometric calcareous gravels with matrix-supported texture and reverse grading; 2) fine-grained colluvial deposit; 3) upper layer of heterometric calcareous gravels and blocks, with clast-supported texture and reverse grading. M. D’Orefice et al. teristiche sedimentologiche di entrambi gli strati ghiaio- si (basso grado di selezionamento, assenza di embrica- tura, gradazione inversa e la presenza di grossi massi alla sommità dell’affioramento) consentono d’ipotizzare un meccanismo di sedimentazione di tipo debris flow. 5.9. Colluvi e detriti di versante (CDV) I depositi di natura colluviale si rinvengono al piede di aree interessate da processi di dilavamento, nel luogo in cui le condizioni morfometriche del versan- te consentono la loro deposizione. Generalmente si tratta di sedimenti fini limoso-argillosi di spessore modesto (fino a circa 3 m), a struttura massiva, conte- nenti frequentemente ciottoli sparsi e frammenti di late- rizi, che consentono di riferire la loro formazione alme- no in parte all’Olocene. Questi depositi, distribuiti pre- valentemente alla base dei rilievi, sono diffusi nelle aree di affioramento dei litotipi terrigeni e lacustri, ma si riscontrano anche in corrispondenza dei versanti carbo- natici. I detriti di versante si rinvengono addossati ai piedi dei rilievi calcarei e calcareo-marnosi che bordano la Conca di Carsoli, dove danno luogo a fasce strette ed allungate. In particolare essi sono presenti alla base dei Monti Sabini orientali e ai piedi delle dorsali carbo- natiche appartenenti ai M.ti Simbruini nord-orientali, che racchiudono il settore meridionale della conca. I detriti di versante sono costituiti da clasti carbonatici sciolti, eterometrici, a spigoli vivi ed hanno una matrice terrosa. Lo spessore massimo di questi depositi è del- l’ordine di alcuni metri. 6. - EVOLUZIONE GEOMORFOLOGICA DELL’AREA I dati geologici, geomorfologici e geocronologici consentono di delineare, anche se in maniera incom- pleta e per certi versi incerta, una serie di eventi sedi- mentari ed erosivi che hanno caratterizzato quest’area. Pertanto, viene qui di seguito riportata, in forma sinteti- ca, la ricostruzione delle principali tappe evolutive che hanno interessato la conca in esame. - Dal Messiniano al Pliocene inferiore avviene il corru- gamento generale della serie marina meso-cenozoica ad opera di fasi tettoniche compressive (CAVINATO et alii, 1986) e la sua definitiva emersione. - A partire dal Pliocene medio l’area viene interessata da una fase tettonica estensionale, caratterizzata da faglie dirette, che ribassano le strutture compressive (CAVINATO et alii, 1986). Nel corso di questo periodo e sino al Pliocene superiore avviene, secondo AMBRO- SETTI et alii (1987), un abbassamento dell’area, seguito da una risalita. - Nel Pleistocene inferiore, in conseguenza di un nuovo abbassamento (AMBROSETTI et alii, 1987), verosimil- mente si va progressivamente delineando una depressione, contraddistinta da un drenaggio centri- peto, in cui inizialmente, con molta probabilità, si vanno a depositare, in analogia con altre conche intermontane, sedimenti di natura fluviale. Si ritiene, infatti, che agli inizi del Pleistocene il richiamo del dre- naggio verso la Conca di Carsoli abbia consentito l’in- gresso e la deposizione al suo interno di antichi sedi- menti fluviali, prevalentemente grossolani, provenienti da nord e trasportati da un paleo-Turano con verso di scorrimento opposto a quello attuale (CHIARINI et alii, 2009). Questi depositi, non affioranti all’interno della conca, costituiscono un potente corpo alluvionale che improvvisamente termina in corrispondenza di Turania. In seguito, lo stabilirsi di vere e proprie con- dizioni di endoreicità consentono la deposizione di una successione prevalentemente lacustre (limi, argil- le e sabbie del Bosco di Oricola – LAO), costituita da alternanze di strati argilloso-limosi e sabbioso-limosi, il cui spessore è stato stimato intorno ai 200 m. - Verso la fine del Pleistocene inferiore, in conseguenza del rapido e generalizzato sollevamento di tutto l’Appennino Centrale, si registra un forte incremento dell’erosione lineare, che produce un generale e velo- ce approfondimento delle incisioni vallive (DRAMIS, 1992; D’AGOSTINO et alii, 2001). Molto probabilmente, per effetto di questi eventi, come è avvenuto per altre depressioni tettoniche dell’Appennino Centrale (CEN- TAMORE et alii, 2006), la Conca di Carsoli viene rag- giunta dall’erosione regressiva che, dopo avere aper- to una soglia nel suo settore settentrionale, ha causa- to lo svuotamento del lago e la conseguente interru- zione della sedimentazione lacustre. L’apertura di tale soglia porta allo sviluppo di una rete idrografica dre- nante verso nord ed alla deposizione, al di sopra dei depositi lacustri, di modesti spessori di sabbie fluviali, caratterizzate da strutture trattive che indicano una paleocorrente diretta verso i quadranti settentrionali. - Successivamente s’instaura un’intensa fase di erosio- ne, che porta alla parziale asportazione dei depositi di chiusura del bacino lacustre. Si origina, in questo modo, una vasta superficie di erosione blandamente inclinata verso i quadranti settentrionali. - In seguito, lungo il margine settentrionale della Conca di Carsoli, s’imposta un corso d’acqua con direzione simile a quello dell’attuale F. Turano, che dà luogo ai deposti grossolani in facies torrentizia, affioranti tra il Convento di S. Francesco e la località Cerretine (ghiaie della Madonna delle Grazie – FLG). Movimenti differenziali, legati sempre a tettonica estensionale, probabilmente causano, lungo il margine orientale e nord-orientale della conca, il progressivo bascula- mento dei depositi lacustri, la loro fagliazione e l’indi- viduazione di lembi sollevati a differenti quote. - Nel Pleistocene medio (530-540.000 anni BP), dopo una fase erosiva di tipo lineare, nel settore centro- occidentale e meridionale della conca, ha inizio un’at- tività vulcanica monogenica, con una serie di centri di emissione allineati lungo la probabile prosecuzione, al di sotto della coltre continentale, della faglia normale d’importanza regionale del Fosso Fioio. L’attività, pre- valentemente subaerea, ha dato origine prima a brec- ce eterogenee legate alle fasi precoci d’apertura del condotto (brecce d’apertura di Oricola Scalo – BAO), poi a depositi da surge e da colata piroclastica (tufi grigi di Oricola Scalo - TGO) ed infine a depositi da surge e caduta (tufi rossi di S. Giovanni - TRG). L’assenza di paleosuoli o di estese superfici erosive post-deposizionali nelle sequenze vulcaniche indivi- duate, sta a indicare che tra un evento deposizionale e l’altro non si sono verificate lunghe stasi eruttive. La presenza all’interno dei tufi grigi di Oricola Scalo di calchi di macroresti vegetali, attribuibili prevalente- mente a Gimnosperme della famiglia delle Pinacee ed 71Evoluzione geomorfologica quaternaria ... in subordine ad Angiosperme, conferma un’attività vulcanica avvenuta principalmente in ambiente depo- sizionale subaereo. Inoltre, alcuni taxa arborei (Alnus, Abies e Carya) sono indicativi di condizioni di spiccata oceanicità (GIARDINI & SADORI, in SADORI, 2005) e per- tanto di un contesto paleoclimatico diverso da quello attuale. - Successivamente alla messa in posto delle vulcaniti ed al loro rimodellamento da parte del processo flu- vio-denudazionale, nel Pleistocene medio finale si assiste alla deposizione di sedimenti verosimilmente di transizione tra facies di conoide e di piana alluvio- nale (ghiaie, sabbie e limi dei Prati - FLP) che, nel set- tore meridionale della conca, vanno a costituire un esteso corpo sedimentario di spessore massimo decametrico. - Alla fase di aggradazione fluviale segue, nel Pleistocene superiore, una fase erosiva di tipo lineare che ha portato alla dissezione del corpo alluvionale in precedenza formatosi. - Nel corso dell’ultima glaciazione si ha la costituzione, sui rilievi più elevati dei M.ti Simbruini, di estesi appa- rati glaciali. Essi interessano anche la testata del Fosso Fioio che si trova molto più a sud dell’area in esame. L’abbondanza di apporti solidi, trasportati a valle dalle acque di fusione glaciale, determina la for- mazione del conoide fluviale del Fosso Fioio (conglo- merati del Fosso Fioio – COF), costituito da conglo- merati clasto-sostenuti prevalentemente massivi. - Durante un periodo di riscaldamento tra due plenigla- ciali (stadi isotopici 4 e 2), e più precisamente intorno ai 46.000 ± 6.000 anni BP (datazione U/Th – DRAMIS et alii, 2008), è avvenuta la deposizione dei tufi calcarei di Fonte Bosco (CFB), affioranti un chilometro a nord di Colle S. Vito. Questa datazione colloca, quindi, il deposito studiato all’interno dello stadio isotopico MIS 3, definito anche Interstadio Pleniglaciale. Nel corso di tale stadio le condizioni climatiche sono caratterizzate da un parziale aumento della tempera- tura e dell’umidità, come testimoniato dalle serie polli- niche studiate in aree vicine, in particolare quelle della sequenza della Valle di Castiglione (FOLLIERI et alii, 1989), distante dalla conca circa 30 km. Nel corso dell’Interstadio Pleniglaciale, nella sequenza di Valle Castiglione non si registra una vera e propria fase a foresta, ma la presenza di querce e faggi testimonia- no l’esistenza di una piccola espansione del bosco. La datazione isotopica di questo deposito carbonati- co conferma l’età più antica (Pleistocene medio finale) delle ghiaie, sabbie e limi dei Prati (FLP) in cui esso è incassato. - Alla fine del Tardoglaciale, una fase erosiva di tipo lineare interessa il conoide fluviale del Fosso Fioio e tutti i sedimenti in precedenza deposti. Nel corso di tale fase avviene anche il modellamento dei tufi calca- rei di Fonte Bosco (CFB). - Tra la fine del Tardoglaciale e l’Olocene antico, nell’a- rea dell’Immagine, si registra la messa in posto di sedimenti di piana alluvionale (ghiaie, sabbie e limi dell’Immagine – FLI), costituiti da depositi grossolani di canale, a geometria nastriforme, che tagliano, con contatto netto ed erosivo, i depositi più fini adiacenti. Una successiva fase erosiva ha inciso tali depositi, i quali attualmente sono sospesi sul fondovalle del Fiume Turano e del Fosso Cammarano, attraverso almeno due ordini di terrazzo. - Nel tardo-Olocene avviene la deposizione della por- zione superiore del conoide del Fosso Luisa (a est di Camerata Nuova), il cui studio (BARBIERI et alii, 1998) ha consentito di delineare i seguenti eventi sedimen- tari: 1) deposizione, secondo meccanismi gravitativi di tipo debris flow, di uno strato inferiore di ghiaie calcaree, in un momento più antico di 3.550 - 3.400 anni cal BP; 2 messa in posto di depositi colluviali in un momen- to successivo a 3.550 - 3.400 anni cal BP; 3) deposizione, tramite meccanismi di tipo debris flow, di uno strato superiore di ghiaie e blocchi calcarei, in un momento molto più recente di 3.550 - 3.400 anni cal BP. I due episodi di sedimentazione grossolana potrebbe- ro essere attribuiti alla diminuzione della copertura boschiva, imputabile ad una tendenza, in un contesto climatico olocenico per lo più temperato umido, verso periodi più secchi o caratterizzati da precipitazioni irregolari di forte intensità (FREZZOTTI & GIRAUDI, 1989; 1992). L’episodio molto più recente di 3.550 - 3.400 anni dal presente potrebbe anche essere attribuito al disboscamento connesso all’attività antropica. - Sempre nel tardo-Olocene, nei fondovalle dei fossi Ritorto, Carcarone e Rientro sedimentano terreni pre- valentemente fini, mentre lungo gli alvei dei fossi Fioio, Secco, S. Mauro, Pachetto e Cammarano e del Fiume Turano, avviene la deposizione di alternanze di strati sabbioso-limosi e limoso-sabbiosi con strati ghiaiosi (ghiaie, sabbie e limi del Fiume Turano – FLT). - Attualmente si assiste ad una fase di incisione dei depositi fluviali recenti, con conseguente approfondi- mento del reticolo idrografico. Questa fase erosiva ha messo a giorno i sedimenti lacustri (LAO) lungo gli alvei dei fossi Secco, di Fonte Bosco e Cammarano e in corrispondenza di quello del F. Turano. RINGRAZIAMENTI Gli autori ringraziano i due revisori anonimi per i preziosi suggerimenti forniti e i dottori Mauro Roma e Valerio Vitale per l’elaborazione grafica delle figure. BIBLIOGRAFIA ACCORDI G., CARBONE F., CIVITELLI G., CORDA L., DE RITA D., ESU D., FUNICIELLO R., KOTSAKIS T., MARIOTTI G. & SPOSATO A. (1986) - Lithofacies map of Latium- Abruzzi and neighbouring areas. C.N.R. Quaderni della Ricerca Scientifica, 114 (5), pp. 223, Roma. AMBROSETTI P., BOSI C., CARRARO N., CIARANFI N., PAPANI G., VEZZANI L. & ZANFERRARI A. (1987) - Neotettonic Map of Italy. Progetto finalizzato Geodinamica. C.N.R., Quaderni della ricerca scientifica, 4. APAT – SERVIZIO GEOLOGICO D’ITALIA (2009) - F. 367 “Tagliacozzo” della Carta Geomorfologica d’Italia alla scala 1:50.000. 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